Бесплатный автореферат и диссертация по биологии на тему

Почвообразование в термокарстовых котловинах-аласах криолитозоны

ВАК РФ 03.00.27, Почвоведение

Автореферат диссертации по теме "Почвообразование в термокарстовых котловинах-аласах криолитозоны"

На правах рукописи

ДЕСЯТКИН Роман Васильевич

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ В ТЕРМОКАРСТОВЫХ КОТЛОВИНАХ - АЛАСАХ КРИОЛИТОЗОНЫ

03.00.27 - почвоведение

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора биологических наук

Улан-Удэ - 2006

Работа выполнена в Институте биологических проблем криолитозоны Сибирского отделения Российской академии наук

Официальные оппоненты: член-корреспондент РАН, доктор географических наук, профессор ТУЛОХОНОВ Арнольд Кириллович

доктор сельскохозяйственных наук, профессор АПАРИН Борис Федорович

доктор биологических наук БАДМАЕВ Нимажап Баяржапович

Ведущая организация: Институт мерзлотоведения СО РАН

Защита диссертации состоится « 17 » февраля 2006 года в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003 028.01 в Институте общей и экспериментальной биологии СО РАН по адресу: 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6, конференц-зал. E-mail: ioeb@bsc.buryatia.rUj факс: (3012) 433034.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Бурятского научного центра СО РАН

Автореферат разослан « 10 » января_2006 г

Ученый секретарь диссертационного совета, доктор биологических наук

В.И. Убугунова

АМ&6А-

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ДИССЕРТАЦИИ

Актуальность исследований.

Эволюция биосферы Земли и современные климатические условия обусловили широкое распространение на планете зоны многолетней мерзлоты. Многолетнемерзлые породы занимают на Земле площадь более 35 млн. км2. Значительный объем многолетнемерзлых пород занимает подземные льды, в т.ч. повторно-жильные, которые составляют до 50-60% объема пород ледового комплекса в умеренной зоне и до 8090% в субарктических равнинах. Термокарстовая деградация ледового комплекса равнинных территорий в голоцене обусловила повсеместное развитие котловинных форм рельефа - аласов. На равнинах умеренной зоны Северного полушария термокарстовым процессом охвачено до 2030%, на субарктических приморских равнинах до 70% и более территории с ледовым комплексом. Аласные формы рельефа разновозрастны и очень разнообразны. Кроме современных термокарстовых форм рельефа в зоне влияния четвертичных покровных ледников встречаются реликтовые формы рельефа в виде степных блюдец (подов) или падин в степной зоне.

Отрывочные 9ведения о почвах и почвенном покрове аласов имеются в работах A.A. Красюка (1927), Е.И. Цыпленкина и др.. (1941, 1946), В.Г. Зольникова (1954), Л.Г. Еловской (1958). Между тем, цикличность водности аласов, постоянная динамика рельефа и периодическая переработка почвообразующих пород аласов мигрирующими озерами обусловливают формирование почв, не имеющих аналогов в других ландшафтных условиях Земли. Сингенетическая неоднородность почвообразующих пород, высокое исходное содержание органического вещества и легкорастворимых веществ в них во многом определяют состав и свойства почв аласов. Влияние перманентно действующего гласного процесса способствует формирование не только особых почв, но и придает почвенному покрову аласов исключительную пространственную пестроту.

Цель и задачи исследования.

Цель настоящей работы - выявить основные закономерности почвообразования, генетическую природу и специфику почвенного покрова термокарстовых котловин - аласов криолитозоны. В соответствии с поставленной целью решались следующие задачи:

1) изучить морфологию, состав и свойства почв и почвенный покров аласов в разных природно-климатических зонах мерзлотной области;

2) выявить влияние термокарстового аласообразования на почвообразование;

3) провести сравнительный анализ аласного почвообразования с учетом генезиса, биоклиматических и геокриологических условий формирования почв в условиях пойм рек и морских побережий.

Объект и предмет исследований.

Объектами исследований являлись почвы и почвенный покров разновозрастных и разнообразных аласных форм рельефа в зонах средней, северной тайги и тундры в пределах зоны многолетней мерзлоты на территории Республики Саха (Якутия), а также морского края южного побережья моря Лаптевых.

Методика исследований.

Метод почвенно-экспедиционных маршрутов в период 1977-2004 гг., позволивший собрать большой фактический материал для понимания генетических и географических аспектов поставленных задач. Для выявления особенностей энерго- и влагообеспеченности аласного почвообразования проведено исследование почвенных режимов и микроклимата аласных экосистем в течение 1987-2005 гг. на аласном стационаре ИБГТК СО РАН «Тюнгюлю».

При выполнении работы в качестве основного применен сравнительно-географический метод; при анализе вещественного состава и свойств изученных почв использован сравнительно-аналитический метод и при выявлении природы динамических явлений для познания почвенных процессов применен стационарный метод наблюдений. Ла-бораторно-аналитические исследования почв выполнены с использованием общепринятых в почвоведении методов в аналитических лабораториях Ленинградского госуниверситета и Института биологических проблем криолитозоны СО РАН. При анализе полевых и лабораторно-аналитических результатов исследований изученных почв использована теория И.П. Герасимова об элементарных почвенных процессах (Герасимов, 1973; 1975; Зонн, 1994). При систематизации первичных данных использовались методы математической статистики.

Научная новизна.

В результате эколого-географических и стационарных исследований почв мерзлотной области впервые разработана научная концепция почвообразования в широко распространенных в криолитозоне термокарстовых формах рельефа - аласах. В термокарстовых котловинах зоны многолетней мерзлоты выявлено наличие своеобразного, перма-

нентно действующего аласного процесса, определяющего стадийное развитие почвообразующих пород и специфику аласного почвообразования. Впервые вскрыты генетические особенности почв аласов и на обширном фактическом материале даны характеристики их морфологических, вещественных и органических профилей. Установлены географические закономерности распространения почв аласов в разных природно-климатических зонах. Интерпретация палеогеографических исследований в комплексе с результатами химико-аналитического изучения вскрыли закономерности эволюции почв аласов. Впервые проведена сравнительная характеристика почв и почвообразования в аласных котловинах, речных поймах и приморских маршей. Всесторонняя характеристика строения, состава и свойств почв позволили выявить место аласных почв в современной иерархии почвенного разнообразия.

Теоретическая и практическая значимость.

Впервые получена и обобщена научная информация о типах почв и их генезисе, о почвенном покрове термокарстовых форм рельефа -аласов, имеющая общетеоретическое значение. Научная концепция почвообразования в аласных котловинах мерзлотной области является основой для уточнения их классификации, диагностики почвообразования, а также разработки научных основ рационального использования биологических ресурсов таежно-аласных ландшафтов.

Результаты работ нашли применение в следующих научных и хозяйственных сферах:

1. При разработке региональной классификации и диагностики мерзлотных почв (Л.Г. Еловская, Якутск, 1987);

2. При создании атласов: «Сельского хозяйства Якутской АССР» (М., 1989) и «Республика Саха (Якутия)»(Учебное пособие. М., 2000); составлении карты «Приоритетные территории Российского Дальнего Востока для сохранения биоразнообразия» (Владивосток, 1999).

3. При проектировании и эксплуатации крупного водовода из реки Лена с ежегодным объемом переброски 20 млн. м3 воды для водоснабжения засушливых территорий Лено-Амгинского междуречья.

4. При экологическом обосновании проекта строительства магистрального газопровода протяженностью более 500 км через реку Лена в густонаселенные районы Центральной Якутии.

5. При экологическом обосновании искусственной интенсификации атмосферных осадков для снижения отрицательного влияния засухи на сельскохозяйственные угодья таежно-аласных территорий.

6. При чтении курса лекций по почвоведению для студентов биолого-географического факультета ЯГУ и агрономического факультета ЯГСХА.

Защищаемые положения.

1. Научная концепция почвообразования в широко распространенных в криолитозоне термокарстовых формах рельефа - аласах;

2. Влияние перманентно действующего аласного процесса на строение, состав и свойства почв аласов;

3. Генетические особенности и географические закономерности распространения почв аласов в разных природно-климатических зонах;

4. Сравнительная характеристика почв и почвообразования в аласах, речных поймах и приморских маршей, а также место аласных почв в современной иерархии почвенного разнообразия.

Апробация работ.

Материалы диссертации докладывались и обсуждались на заседании Почвенной комиссии Географического общества СССР совместно с Ленинградским филиалом ВОП (1980), на VII съезде Географического общества СССР в г. Фрунзе (1980), на X и XI Всесоюзных симпозиумах «Биологические проблемы Севера» в г. Магадан (1983) и в г. Якутск (1986), Всесоюзной конференции «Проблемы развития сельского хозяйства в условиях вечной мерзлоты» в г. Якутск (1991), на I Международной конференции «Знание - на службу нуждам Севера» в г. Якутск (1996), на Международной конференции «Интеркарто-5. ГИС-для устойчивого развития территорий» в г. Якутск (1999), на Первом международном совещании «Циклы энергии и влаги Сибири в проекте GAME» в г Москва (1997); на Международной конференции «Озера холодных регионов» в г. Якутск (2000), на Международной конференции «Теоретические и прикладные вопросы травосеяния в криолитозоне» в г. Якутск (2001), на I, II и III Международных конференциях «Роль мерзлотных экосистем в глобальном изменении климата» в г. Якутск, (1995, 2001, 2004), на научно-практической конференции «Роль сельскохозяйствен- <

ной науки в стабилизации и развитии агропромышленного производства Крайнего Севера» в г. Якутск (2001), на Международном экологическом форуме «Сохраним планету Земля» в г. С-Петербург (2004), на Всероссийской научной конференции «Мерзлотные почвы: разнообразие, экология и охрана» в г. Якутск (2004), на IV съезде Докучаевского общества почвоведов в г. Новосибирск (2004), на международных конференциях и симпозиумах в зарубежных странах (Норвегия, Опдаль, 1993. Тромсо, 1995; Япония, Цукуба, 1994, 1997, 2000, 2002; Саппоро, 1994, 1995, 1999, 2003, 2005; Нагоя, 1998, 2001; Киото, 2004; Китай, Пекин, 2005).

Публикации. По теме опубликовано 130 научных работ, в том числе 2 монографии и 47 работ в зарубежной печати, общим объемом 45 печатных листов.

Структура и объем диссертации. Диссертация представляет собой рукопись с объемом 396 страницы машинописного текста, содержит 81 таблицу, 73 рисунка и библиографию 523 наименований. Она включает в себя восемь глав и заключение.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ Глава 1. Многолетняя мерзлота на земле

Эволюция биосферы Земли и современные климатические условия обусловили широкое распространение на планете зоны многолетней мерзлоты. На основные эволюционные события на Земле огромную роль оказывали ледниковые периоды, включая появление свободного кислорода в атмосфере, развитие климатических зон, выход растений и животных на континенты. В силуре как результат взаимодействия литосферы и биосферы возникает педосфера и становится мощным фактором эволюции на суше (Вернадский, 1940; Ковда, 1972, 1991; Джон, 1982; Соколов, 1993). После своего образования, по правилу обратной связи, педосфера оказывает сильное воздействие на текущее функционирование биосферы и становится специфическим, сложно построенным, структурным регулятором и перераспределителем основных потоков вещества и энергии, действующих в системе биосфера - геосфера (Таргульян, 1992),. В ходе эволюции она стала представляет собой саморегулирующую, структурно-функциональную подсистему биосферы суши, выполняющую глобальные функции регулирующие атмосферные, гидросферные, литосферные, биосферные и антропосферные процессы (Добровольский, Никитин, 1990).

На современную структуру биоразнообразия и функционирование жизни на Земле ведущая роль принадлежит четвертичному периоду. В плейстоцене усилилось похолодание в средних и высоких широтах, вызвавшее неоднократное возникновение крупных континентальных оледенений и их наступление в средние широты. Глобальные изменения природно-климатических условий привели к промерзанию горных пород на глубину сотни, а то и тысячи метров, формируя тем самым зону многолетнемерзлых пород (Величко, 1973; Эндрюс, 1982; Будыко, 1984). Колебания климата сыграли существенную роль в формировании почвообразующих пород и почвенного покрова крупных территорий (Неуструев, 1977а; Караваева, 1982; Корсунов, 1984; Геннадиев, 1990;

Евсеев, 1991; Наумов, 1993; Соколов, 1993; Ахтырцев и др., 1994; Геннадиев и др., 1994; Губин, 1994, 2001; Александровский, 1995; Русаков и др., 2000; Хохлова и др., 2000 и др.).

Многолетнемерзлые породы занимают на Земле площадь более 35 млн. кв. км, продолжительность мерзлого состояния горных пород превышает 1 млн. лет. На Северном полушарии площадь криолитозоны оценивается в 22,35 млн. км2, в том числе 6,64 млн. км2 сплошной и 14,71 млн. км2 прерывистой мерзлоты (Уошборн, 1979). Площадь зоны многолетнемерзлых пород России составляет более 10 млн. кв. км и охватывает около 60% территории (Кудрявцев и др., 1978; Арэ, 1978; Браун, Граве, 1981; Некрасов, 1991).

Характерной особенностью многолетнемерзлых пород является наличие в их составе льда, который занимает значительный объем многолетнемерзлых пород и представляет собой в комплексе с вмещающими их породами - ледовый комплекс (Шумский, 1955; Втюрин, 1975; Некрасов, 1991). На равнинах арктического побережья Аляски содержится 1675 км3 подземного льда (Pewe, 1975). Объем подземного льда в СССР оценен в 19 тыс. км3 (Втюрин, 1975). На равнинных территориях криолитозоны Евразии, Северной Америки и Антарктики наибольшее распространение получили повторно-жильные льды, образующие полигональный рельеф (Шумский, 1959; Качурин, 1961; Губин, 1994; Black, 1954, 1963; Berg, Black, 1966; Mackay, 1972, 1974). Южная граница распространения повторно-жильных льдов на севере Европейской части России проходит примерно по 66°30'с.ш., в Западной Сибири - 63°30' с.ш., а восточнее 90° в.д. достигает 50-52° с.ш. (Васильчук, 2004). Содержание воды ледовом комплексе с повторно-жильными льдами достигает в зоне умеренных лесов 50-60%, в Субарктике до 80-90% от объема (Втюрин, 1975; Арэ, 1985; Куницкий, 1989). Увеличение глубины Протаивания грунтов в ходе естественного развития ландшафтов в четвертичное время привело к таянию подземных льдов и образованию термокарстовых форм рельефа - аласов по всей криолитозоне.

Глава 2. Термокарст и аласный рельеф

В области вечной мерзлоты термокарст относится к наиболее распространенным рельефообразующим криогенным процессам. Исследованию количественных и качественных параметров термокарстового процесса посвящено множество работ (Ефимов, 1946; Попов, 1953, 1967; Кудрявцев, 1958; Соловьев, 1959, 1962, 1973; Качурин, 1961; Швецов, 1964; Шило, Томирдиаро, 1970; Арэ, 1973; Арэ и др. 1974;

Шур, 1977, 1988; Фельдман, 1977, 1984; Томирдиаро, 1978; Суходров-ский, 1979; Hopkins, 1949; Black, 1954, 1963, 1969; Hussey, Michelson, 1966; Sellmann et.al., 1975 и др.). Для развития термокарста необходимо проявление двух условий: 1) глубина сезонного оттаивания должна быть больше глубины залегания льдонасыщенного мерзлого грунта; 2) в процессе оттаивания льдонасыщенного мерзлого грунта должна происходит осадка дневной поверхности за счет воды, отфильтровывающейся вверх. Внешними признаками начала развития термокарста являются оседание поверхности почвы и появление мелководных водоемов. При многолетнем таянии льдистых грунтов постепенно увеличивается глубина водоема и под озером формируется чаша протаивания. В результате термоабразионной переработки берегов увеличиваются размеры озера, накапливается слой донных отложений. Термокарст процесс длительный, его движущей силой выступают первичные и остаточные озера. За время существования котловинной формы рельефа размеры и объем озера постоянно меняется, оно может неоднократно исчезать и вновь появляться. С каждым циклом обводнения, термокарстовая котловина будет расширяться по площади, и уходит в глубь, пока не иссякнут запасы подземных льдов. Развитие термокарста приводит к образованию аласов.

"Алас" - якутское слово, в переводе означающее "...луговое пространство, окруженное лесистой горой..." (Пекарский, 1958, с. 67). Научно обоснованная интерпретация термина "алас", генезис и стадии эволюции этих уникальных форм рельефа была разработана в работах H.A. Граве (1944), П..А. Соловьева (1959, 1962, 1963). Развитие озерного термокарста и образование аласов началось в эпохи потепления на рубеже плейстоцена и голоцена 12,8-16,0 тыс. лет назад (Каплина, Ложкин, 1978; Романовский и др. 1999; Андреев, 2000). В настоящее время в Центральной Якутии аласами занято 20 - 30% всей площади (Соловьев, 1959). Количество аласов в Центральной Якутии достигает 16 000, ими занято 4 400 км2 (Босиков, 1985, 1991). В Центральной Якутии распространены котловинный и котловинно-долинный типы аласного рельефа.

В циркумполярных регионах Евразии и Северной Америки в пределах зоны северной тайги, лесотундр и тундр выделяют перигляциаль-ную гиперзону, сложенную позднеплейстоценовыми мерзлотно-лессовидными отложениями (Величко, 1973; Равский, 1972; Томирдиаро, 1972, 1978, 1984; Томирдиаро, Черненкий, 1987; Колпаков, 1982 и др.). На этой территории термокарст занимает огромные территории. Например, только около 25% территории Яно-Индигирской и Колым-

ской низменностей представляет собой древнюю равнину с ледовым комплексом. Остальная часть низменности в течение голоцена переработана озерным термокарстом и деятельностью поверхностных водотоков - больших и малых рек. Причем площадь, переработанная термокарстом (вместе с площадью современных озер), в несколько раз превышает площадь подверженную речной эрозии. В ходе геологической съемки установлено покровное распространение лессово-ледовой формации с охватом гигантских площадей, которая на Геологической карте Северо-востока СССР выделяется как «криогенно-эоловые» отложения (Томирдиаро, Черненький, 1987).

Четвертичное оледенение на Северном полушарии носило глобальный характер, криогенно-эоловая формация имеет весьма широкое распространение (Равский, 1972, Величко, 1973). В степных районах Причерноморской низменности на лессовых отложениях большое распространение получили западинные формы рельефа «степные блюдца» или поды (Тутковский, 1900; Пидопличко, 1932; Полупан, 1968). Использование криотекстурного метода стратиграфического расчленения позднеплейстоценовых и голоценовых отложений различных фаций Северо-востока Евразии C.B. Томирдиаро (1982), Т.Н. Каплиной (1987) позволило разработать реконструкцию перестройки ландшафтов, происходивших в ледниковые и межледниковые этапы. Полученная ими картина реконструкции совпадает с результатами Э.И. Равского (1972), разработанными в пределах великой перигляциальной области Сибири, и A.A. Величко (1972), изучившего еще более крупную перигляциаль-ную гиперзону Северной Евразии, куда входит лессовые равнины степной зоны Украины. Палеоботанические и палеозоологические материалы на всех перигляциальных областях показывают, что на них в холодные фазы позднего плейстоцена формировались сухие степные ландшафты, в термохроны они сменялись гумидными ландшафтами заболоченных лесов, а на севере - озерно-болотными тундровыми ландшафтами. Как видно из результатов палеогеографических работ, условия формирования, а значит, и генезис аласных котловин бореальных и субполярных зон идентичны с происхождением подов степной зоны. На этой основе степные блюдца - поды, широко распространенные в пределах Причерноморской низменности можно отнести к реликтовым термокарстовым формам рельефа.

Поды представляют собой замкнутые понижения округлой или овальной формы с плоским дном и пологими склонами. Размеры подов колеблются от нескольких десятков метров до 16 км в диаметре и от 0,5

до 20 м глубиною (Полупан, 1968). Общая площадь подов составляет более 200 тыс. га. Распространение котловинных форм рельефа вне криолитозоны не ограничивается пределами Причерноморской низменности. Замкнутые понижения посреди равнины являются характерной формой мезорельефа и в полупустынях Северного Прикаспия (Оловян-никова, 1991).

Термокарстовые формы рельефа широко распространены на севере Американского континента (Hopkins, 1949; Brown, 1973; Rampton, 1973). Здесь они называются озерами протаивания или депрессиями протаивания (thaw lakes and thaw sinkes). По мнению P. Блэка и В. Бар-ксдолла (Black, Barksdalle, 1949) на прибрежной равнине Аляски «ориентированные озера» распространены на площади более чем 25 тыс. кв. миль. Они почти полностью занимают эту прибрежную низменность шириною более 150 км.

Как элемент термокарстовых форм рельефа по всей зоне многолетней мерзлоты получили развитие бугры пучения - булгунняхи или пинго. Их образование связано промерзанием влагонасыщенных талых слоев под исчезающими по той или иной причине озер (Соловьев, 1973; Уошборн, 1988; French, Dutkewicz, 1976). Рост булгунняхов приводит к динамике рельефа днища аласов и сопровождается изменением центра аккумуляции в них. В результате при наступлении следующего влажного периода новое озеро формируется уже на другом участке аласа. Как положительные формы рельефа булгунняхи со дня появления начинают испытывать воздействие процессов эрозии и денудации, в том числе термокарст, и постепенно разрушаются. Перманентная динамика рельефа днища аласов вызывает миграцию периодически появляющихся и высыхающих аласных озер.

Глава 3. Влияние аласов на почвообразование

Аласныс котловины, как наиболее молодые формы рельефа, находятся в постоянной динамике. Этот фактор играет существенную роль в почвообразовании в термокарстовых котловинах. На современном этапе развития каждый котловинный алас представляет собой замкнутую систему, в которой действует самостоятельный внутриаласный биогеохимический круговорот веществ и энергии (рис.1). Для котловинно-долинного типа аласного рельефа характерна более широкая, но тоже замкнутая система одностороннего накопления подвижных веществ в конечные аласы.

Рис. 1. Схема круговорота веществ в разных типах аласного рельефа' А - в котловинном ала-

се; Б - в котловинно-долинной системе. Условные обозначения- 1 - поступление продуктов апасообразования (сингенетическое за-сление, аккумуляция карбонатов и ила в отдельных слоях почвообразующих пород и т д ), 2

- поступление растворимых и взвешенных веществ из окружающего межаласья; минеральное питание растений, 3 - растительный опад, 5 - накопление торфа на избыточно увлажненных участках днища аласов; 6 - поступление продуктов почвообразования и выетривания; 7

- привлечение озерных органогенных (торфяно-сапропелевых) отложений в аласное почвообразование после высыхания озер и пучения их днища; 8 - граница замкнутой системы котловинного аласа; 9 - нарушенные границы аласов, входящих в аласные долины, 10- граница замкнутой котловинно-долинной системы, 11 - испарение воды, 12 - принос веещств с атмосферы (осадки, аэрозоли); 13 - отчуждение веществ вместе с урожаем трав; 14 - вынос растворимых и взвешенных веществ вместе с талыми водами из верхних аласов в конечные

Аласные котловины, будучи отрицательными формами рельефа, являются местными центрами аккумуляции и обладают определенным объемом геохи-мической и экологической емкости. Для правильного понимания динамических процессов почвообразования и емкости аласных ландшафтов, предлагается применение терминов: деятельный слой ала-са и емкость аласной котловины. Деятельный слой аласа - это поверхностная часть аласной котловины, подвергающийся периодическому протаиванию и промерзанию, включает толщу сезоннопротаивающих почв, аласное озеро и подозерный талик (Десяткин, 1984, 2004, Desyat-kin and others, 2001). Сумма объема самой котловины и деятельного слоя аласа составляет емкость аласной котловины. Емкость аласных котловин строго лимитирована. По этой причине незначительные колебания экзогенных факторов (количество атмосферных осадков, температурные условия и т.д.) находят почти мгновенное отражение в водности замкнутых биогеохимических аласных систем, определяя пространственную структуру почвенного покрова и формируя комплект доминирующих элементарных процессов почвообразования на тех или иных участках котловин.

Начало термокарста характеризуется появлением первичных озер на поверхности равнины, которые являются аккумуляторами тепла и приводят к протаиванию ледового комплекса под ними. Роль этих озер заключается не только в формировании контуров будущей аласной котловины, но и в изменении состава покровных суглинков. В зрелых ала-сах не остается пород ледового комплекса - они целиком заменяются отложениями водного происхождения. Рост и деградация булгунняхов приводят к динамике рельефа днища аласов и сопровождаются миграцией периодически появляющихся и высыхающих аласных озер.

Образование аласов, их функционирование и динамика, в совокупности слагающие эволюцию всего природного облика крупных территорий криолитозоны, рассматриваются нами как единый аласный процесс (Десяткин, 1984, 1990; Десяткин, Сотникова, 1982; Десяткин, Романов, 1989).

Аласный процесс, являясь движущей силой термокарстового седи-ментогенеза, способствует переотложение пород ледового комплекса и формирование своеобразных аласных отложений—субстрата, на котором образуются почвы (рис. 2). Аласные отложения - это сочетание очень разных по гранулометрическому составу литогенных осадков (пески, супеси, суглинки и т. д.) и органических озерных образований (илы, торф, сапропель), которые формируются в замкнутых котловинах (Строение..., 1979).

Эти отложения, как почвообразующие породы, отличаются от почвообра-зующих пород межаласья по гранулометрическому, химическому, минералогическому, криогенному и органическому составу (Десяткин, 1984, 1990, 1992). Они, как почвообразующие породы, по своему генезису отличаются от всех известных почвообразующих пород.

Наличие такого своеобразного процесса, как аласный, определяет особенности формирования почв в термокарстовых котловинах, обуславливая существование двух стадий почвообразования - гидроморфной и ксероморфной. Внутри этих стадий, а также при их переходе друг в друга функционирование аласов способствует прохождению почвами фаз самостоятельного развития: озерной, болотной, луговой и остепненной.

И1 Ш2 В3 Н4 05 ЕЗ6137 Ш* ЕЗ9

Ьшма« иам^^ ЧШШИНтМ. \ щщщ I .......г» «щшщ.и.;! Ж11шьимн.! »111/1 шин«:г

Рис.2. Схема постепенного расширения термокарстовых котловин и перманентной переработки почвообразующих пород при аласном процессе Условные обозначения- 1 - сингенетические ледяные жилы, 2 - озеро, 3 - донные органогенные отложения, 4 - подозерный талик, 5 - оползни; 6 - аласные отложения; 7 - эпигенетические ледяные жилы; 8 -бугор пучения; 9 - кровля многолетней мерзлоты 1-УШ - стадии термокарстового аласообразования.

Гидроморфная стадия соответствует озерной фазе развития и в силу больших отличий подразделяется на две полуфазы, первая из которых соответствует полноводному режиму озер, а вторая - высыхающему. Первая половина озерной фазы, характеризуется интенсивной термоабразионной и термоденудационной переработкой берегов озер и расширением таким путем площади термокарстовых котловин. Расширение термокарстовых котловин сопровождается формированием минерального прослойка на дне водоемов за счет накопления терригенного материала с бортов аласа. С наступлением второй полуфазы развития озера, начинается накопление сапропелей. Таким образом, при прохождении почвообразующими породами аласов озерной фазы развития их морфологический профиль, образно говоря, «нарастает» на два слоя: нижний - сильнодиспергированный минеральный, верхний - органогенный (рис. 3).

Во время прохождения гидроморфной стадии развития почвообра-зующие породы аласов претерпевают существенные изменения. Гидрохимические и гид-робиологические показатели аласных озер свидетельствуют о высокой степени их трофности (Пшенникова, 1994; Десяткин и

Почвы плакора В течение первой полуфазы В течение второй полуфазы В течение болотной фазы

имеют классическое озерного развития профиль озерного развития профиль развития почва «нарастает!

строение почвы «нарастает» за счет почвы «нарастает» за счет за счет отложения торфяной

профиля термоабразии склонов аласа отложения донных осадков массы

Рис. 3. Влияние одного цикла аласного процесса на строение профиля почв

др.,2000). Продуцированная в течение теплого периода года биомасса планктона и бентоса в зимнее время частично выпадает в донные осадки озер и способствует накоплению в них органических и органо-минеральных отложений - сапропелей. Максимальные мощности органогенных отложений в озерах со стабильным водным режимом достигают 4,5-6,0 метров (Гаврильев и др., 1983; Бакулина и др., 2000).

В период функционирования второй полуфазы озерного развития гласного почвообразования на мелководных участках и заболоченных почвах аласов процессы оглеения сопровождаются озерным осадкона-коплением и торфонакоплением. В этот интервал развития почв продолжается аккумуляция донных отложений, которая способствует утяжелению механического состава поверхностного слоя почв, и предопределяет его насыщенность карбонатами. Насыщение карбонатами происходит за счет накопления мелких ракушек и аутогенных карбонатных минералов (Десяткин, 1983, 1984, 1990). В составе озерных осадков прибрежной полосы высокую долю занимают неполностью разложившиеся растительные остатки. Торфообразование здесь идет по схеме накопления низинных торфяников. Основными торфообразовате-лями являются травянистые растения - гигрофиты.

При термокарстовом образовании аласов происходит сингенетическое засоление их деятельного слоя (Десяткин, 1984, 1992). Оно обусловлено вымыванием части водорастворимых веществ пород ледового комплекса при термокарсте в воды первичных озер с последующей их аккумуляцией после высыхания этих озер в деятельном слое аласов. Даже при вымывании минимального количества солей из мощной толщи ледового комплекса (до 40—60 м) и вытаивании большого объема льдов с последующей аккумуляцией водорастворимых солей в тонком (1—2,5 м) сезоннопротаивающем слое сингенетическое засоление почв аласов неизбежно. Качество первичного засоления почв при этом определяется составом водорастворимых веществ ледового комплекса, а степень засоления имеет прямую корреляционную связь с содержанием солей и объемом переработанной термокарстом толщи. Дальнейшая судьба накопленных термокарстом в сезоннопротаивающем слое аласов подвижных соединений определяется геохимической обстановкой термокарстовых котловин (Десяткин, 1992, 1993). В результате термокарстовой седиментации пород ледового комплекса в аласных отложениях образуется ряд аутогенных вторичных минералов (Строение..., 1979; Pewe, Journaux, 1983). К ним относятся кальцит, марганцовистый кальцит, доломит, гидроокислы железа, магнетит, мельниковит, пирит, вивианит. Образование минералов при термокарстовом седиментогенезе способствует накопле-

нию в составе почвообразующих пород аласов большого количества солей натрия (особенно в виде соды) и формированию гидрокарбонатно-натриевого, реже хлоридно-гидрокарбонатно-натриевого состава вод аласных озер. Аласные отложения отличаются от пород ледового комплекса также криогенным сложением.

Под влиянием аласного процесса за счет деятельности первичных и остаточных термокарстовых озер идет изменение содержания и состава органического вещества в почвах аласов (Десяткин, 1981, 1984, 1990, 2004). Зональные мерзлотные палевые почвы по содержанию гумуса относятся низкогумусным. В тонком гумусово-аккумулятивном горизонте их содержится до 4% гумуса, в нижележащих горизонтах В и С -1,0-1,5%. Содержание гумуса в почвах аласов резко возрастает (Десяткин, 1981, 1984; Matsuura, Desyatkin and others,1994a, 1994b, 1995). Этому способствуют присутствие в составе почвообразующих пород ал-лохтонных слоев озерного и фитогенного органогенного материалов, а также активное протекание дернового и гумусово-аккумулятивного процессов почвообразования под луговой растительностью после выхода озерных отложений на дневную поверхность. Комбинированная озерно-почвенная аккумуляция органических веществ в почвах приводит увеличению содержания гумуса в почвах аласов (табл. 1).

Таблица 1

Запасы углерода и азота в почвах апаса

Разрез Растительный покров Местоположение Мощность деятельного слоя Субстрат С, кг/м2 N, кг/м"

AS-1 Лиственничник Плакор 96 см Опад 1,79 0,04

Гумус 4,67 0,47

Карбонаты 2,01 -

AS-2 Лиственничник Склон 66 см Опад 1,16 0,03

Гумус 3,92 0,27

Карбонаты 0,0 -

AS-5 Разнотравный луг Опушка 90 см Опад 3,26 0,28

Гумус 36,53 3,17

Карбонаты 2,25 -

AS-4 Влажный луг Гидроморфный пояс аласа 80 см Опад 0,39 0,02

I умус 65,19 5,39

Карбонаты 6,79 -

AS-6 Настоящий луг Мезоморфный пояс аласа 137 см Опад 0,32 0,02

Гумус 30,21 2,39

Карбонаты 4,0 -

AS-3 Остепненный луг Ксероморфный пояс аласа 260 см Опад 0,12 0,01

Гумус 16,26 1,79

Карбонаты 15,7 -

Гумусово-аккумулятивные горизонты почв аласов содержат до 7-10% гумуса, а почвы, испытавшие в своем недавнем развитии озерную фазу, содержат поверхностные перегнойные или торфяные горизонты. Алас-ный процесс способствует накоплению в почвах термокарстовых котловин гумуса гуматного состава.

При прохождении разных фаз полициклического развития почв происходит резкая смена гидротермических условий почвообразования, которая вызывает перестройку комплекта доминирующих элементарных почвенных процессов. Установлено, что даже при кратковременном воздействии изменившихся биоклиматических условий, почвы разного генезиса ведут себя неоднозначно (Гаджиев, Дергачева, 1995). Частая смена биоклиматических основ почвообразования в аласах обусловливает слабую выраженность в генезисе почв какого-либо одного ведущего элементарного почвенного процесса, накладывая в почвах аласов сложное сочетание, меняющих друг друга элементарных процессов.

Цикличность климатических условий вызывает постоянные колебания водности аласов. Даже при относительно коротком вековом цикле (в течение всего времени существования аласов их было около 120—170) аласы могут по одному разу максимально обводняться и иссушаться. Внутри вековых ритмов действуют кратковременные циклы (Брюкнера, Хейла и 11 -летние солнечной активности), в течение которых степень увлажнения, следовательно, и природный облик аласов претерпевают заметные изменения.

Формирование почвообразующих пород в аласах осложняется динамическими процессами рельефа днища котловин (пучения и просадки), которые в отдельные водообильные периоды вызывают миграцию озер и тем самым в ходе длительного эволюционного развития аласных ландшафтов обусловливают постепенную переработку отложений по всей площади котловин (рис. 2). В результате влияния перманентного аласного процесса в ходе многократной циклической смены гидроморф-ной и ксероморфной стадий, приводящих к расширению термокарстовых котловин, в аласах идет формирование многослоистых донных отложений. При высыхании озер донные отложения выходят на дневную поверхность и становятся субстратом для формирования почв аласов. Гетерогенная слоистость аласных отложений способствует нарушению классического строения профиля почв (т. е. упорядоченную смену сверху вниз горизонтов А—В—С), формирующихся на них, и приводит к появлению в профиле аласных почв не только поверхностных, но и погребенных двух-трех органогенных горизонтов лимнического и болотного генезиса (рис. 3). Такие горизонты нами обозначаются индексом 1Л), ко-

торый обозначает первые буквы английского слова Lakustrine deposits, в переводе означающего «озерные отложения». Горизонт часто представлен оторфованными сапропелевыми отложениями, реже, окарбоначен-ными слоями с утяжеленным гранулометрическим составом в результате заиления ныне погребенной поверхности почв в бентальных условиях при прохождении ими озерной фазы развития. Количество горизонтов LD при этом показывает, сколько циклов метаморфического развития проходила та или иная почва. Мощность гор. LD дает представление о продолжительности фаз озерного и болотного развития.

При наступлении ксероморфной стадии гласного почвообразования по мере выхода гетерогенных отложений на дневную поверхность на них начинают формироваться аласные почвы. Различия гидротермических условий разных экосистем аласов обусловливают развитие на них определенных типов растительности, образования и разложения органической массы, последняя влияет на степень выраженности и направленность элементарных почвенных процессов на конкретных частях аласов и в совокупности приводит к образованию различных типов почв в период протекания ксерофильной стадии почвообразования. В этой стадии развития эволюция почв аласов может включить болотную, луговую и степную фазу (рис. 4).

Озерная или гидро-морфная фаза

Болотная или по-лугидро-морфная фаза

Луговая или мезо- Степная или ксеро-морфная фаза морфная фаза

Восстановительные условия, накопление озерных органогенных отложений (сапропеля), аккумуляция карбонатов в виде мелких ракушек и минералов, утяжеление механического состава за счет заиливания, образование и накопление аутогенных минералов закиси железа

Преобладание вое- Окислительные ус-

становительных ловия, гумусо- и со-

условий, торфона- ленакопление в копление, оглеение, дерновом горизонта,

аккумуляция легко- переменные окисли-

растворимых со- тельно-восстанови-

лей, образование и тельные условия и

накопление ауто- оглеение нижней

генных минералов половины профиля

закиси железа почвы

Окислительные условия, нарастание интенсивности гуму-сонакопления, рассоление с усилением насыщения почвенного поглощающего комплекса ионами натрия(осолонцева-ние) верхней половины профиля почвы

Рис. 4. Схема полициклического почвообразования в аласах

Подобная схема постгидроморфной эволюции почвенного покрова широко распространена в аридных областях. Г.С. Куст (1994) на водно-аккумулятивных равнинах полупустынных, сухостепных и степных территорий в случае прогрессирующей засушливости отмечает прохождение почвами отдельных стадий эволюции вплоть до достижения клима-тогенного климакса. Особенности строения, состава и свойств почв ала-сов во время ксерофилыюй стадии развития на примере современного состояния почвенного покрова рассматривается в последующих главах.

Глава 4. Почвы таежно-аласных ландшафтов зоны средней тайги

Описание и генетическую характеристику почв аласов Центральной Якутии проведем на примере почвенного покрова стационара ИБПК СО РАН (рис. 5). С точки зрения почвенно-географического районирования исследуемая территория находится в пределах бореального (умеренно-холодного) пояса Восточно-Сибирской мерзлотно-таежной области, в Центрально-якутской провинции среднетаежной подзоны мерзлотно-таежных и палевых почв (Почвенно-географическое..., 1962, 1977; Добровольский и др., 1980).

Рис. 5. Расположение почвенных профилей на аласном стационаре

Вокруг аласа на плакоре развиты зональные, мерзлотные палевые слабоосолоделые почвы, сформированные на древнеаллювиальных карбонатных лессовидных суглинках (разрез AS-1). Формула строения профиля их следующее: 01 (0-2(4) см) - А (2(4)-9 см) - Е (9-15 см) - В (1543 см) - Вса (43-68 см) - ВСса (68-88 см) - Dca (88-138 см). Гранулометрический состав мерзлотных палевых почв имеет двучленное строение (табл. 2), причем верхняя часть почвы под лесом представлена легким суглинком. Некоторое увеличение илистой фракции в горизонте В почвы под лесом объясняется слабым выносом илистых частиц из гу-мусово-аккумулятивного и элювиального горизонтов в нижележащий. Гранулометрический состав нижней части профиля (с глубины 35-43 см) представлен супесью, а самые нижние горизонты - песком. Дву-членность почвообразующих пород обусловлено генезисом пород ледового комплекса. Прослеживается прямая корреляция между валовым химическим составом палевых почв и их гранулометрическим, в горизонтах с более легким гранулометрическим составом наблюдается повышенное содержание кремния. В почвах под лесом характерна дифференциация профиля по содержанию элементов силикатной группы (Si, Al, Fe): в иллювиальных горизонтах (В, Вса) наблюдается некоторое утяжеление гранулометрического состава почвы, здесь же сокращается содержание Si02 и соответственно увеличивается количество полуторных окислов. Такое распределение элементов указывает на присутствие процесса оглинивания средней части почвы. В карбонатном горизонте резко повышается содержание окислов кальция и магния, что также вполне связано с их выносом из вышележащих горизонтов и накоплением в средней части профиля. Почвы содержат значительное количество калия и натрия, что видимо, обусловлено заметным участием в составе почвообразующих пород щелочных полевых шпатов.

Мерзлотные палевые почвы в гумусовом горизонте имеют слабокислую реакцию, которая с 1лубиной переходит в нейтральную, а затем в щелочную (табл. 2). Поглощающий комплекс палевых почв насыщен основаниями. Емкость поглощения почв данных разрезов невысокая, с глубиной наблюдается ее снижение и свидетельствует что поглощение катионов осуществляется органическими и органо-минеральными компонентами почвенного субстрата. Присутствие поглощенного натрия в составе обменных оснований в почве указывает на ее солонцеватость. В мерзлотных палевых почвах преобладает аккумулятивный характер распределения органических веществ (Десяткин, 1981а, Matsuura, De-syatkin and others,1994a, 1994b, 1995, 1997). Максимум его содержится в

Таблица 2

Физико-химические свойства почв

№ Горизонт, Гумус, % Азот С N рн Емкость обмена, мг-экв/100г СаСОз Сумма Сумма частиц, %

илубина, см валовой,% водный отЕКО % солей, % <0,01 <0,001

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 И 12

Мерзлотная палевая слабоосолоделая почва, разрез 31-89 (А5-1)

1 О! 0-2 19,16* 0,79 14,07 5,3 - - - - - -

2 А 2-9 7,25 0,36 11.68 6,6 - - - - 19,5 10,2

3 Е 9-15 0.63 - - 7,9 4,6 5,6 0.14 0,067 20,4 11,8

4. В 15-43 0,84 - - 8,1 13,5 3,2 0,59 0,086 24,7 16,2

5. Вса 43-68 1.68 0,06 16,24 8,2 10,6 4,9 1,26 0,166 11,8 6,5

6 ВСса 68-88 0,21 - - 8,7 5,5 4,7 1,32 0,076 17,0 9,2

7 Эса 88-130 0,29 - - 8,7 7,8 3,3 6,78 0,118 6,9 5,0

Мерзлотная палевая почва на пашне, разрез 30-89 (АЭ-7)

8. Ар 0-15 1.34 0,04 19,43 8,1 14,0 4,9 - 0,148 26,6 17,4

9 АВ 15-25 1,05 0,07 8,70 6,7 8,1 8,5 - 0,082 29,4 16,9

10 В 25-35 0,84 0,03 16,24 8,5 11,6 5,9 3,24 0,107 24,6 13,3

11 Вса 35-71 1.45 0,09 9,34 8,8 6,9 9,9 17,45 0,211 11,4 6,7

12 ВС 71-96 0,52 - - 8,8 3,1 10,0 - 0,054 1,6 0,8

13 Э 96-200 0,10 - - 7,9 3,0 8,6 - 0,047 1,1 0,3

Аласная луговая пе реходная почва, разрез 4-90 (А8-5)

14 Т3(1,са 0-7 31,28* 1,16 15,64 п 7,9 19,2 3,6 4,56 0,114 - -

15 АВса 7-10 9,88 0,63 9,10 8,2 15,7 4,4 8,78 0,104 15,8 8,0

16 1Л)са 10-31 22,18* 1,01 12,74 8,2 10,3 5,1 8,82 0,096 5,6 4,2

17 Bfe 31-94 0,76 0,03 14,69 8,5 . 4,8 7,1 - 0,055 4,8 3,9

18 ВЬ.са 31-94 1,19 0,05 13,80 8,7 7,5 4,5 0,63 0,086 10,9 5,3

19 94-112 4.86 0,22 12,81 8,8 4,0 8,4 1,81 0,069 4,0 3,4

Продолжение таблицы 2.

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Аласная остепненная почва, разрез 1-90(А5-3)

20 А(1,са 0-10 18,14* 1.15 9,14 8,8 6,6 2,6 7,14 0,039 4,2 2.9

21 АВса 10-19 1,84 0,09 11,86 9,6 4,3 4,0 8,67 0,058 8,7 4,2

22 В1са 19-40 0.17 - - 9,7 5,1 3,3 7,72 0,081 6,9 4.9

23 В2 40-118 1,38 0,06 13,34 9,6 6,2 5,7 - 0,082 11,4 6,6

24 В2Ь,са 40-118 3,25 0,17 11,09 9,3 9,1 9,5 5,23 0,104 8,2 6,2

25 ЬОса 118-129 6,44 0,44 8,49 9.2 13,8 9,4 3,22 0,137 14,4 5,5

26 ВЗ.са 129-142 1,62 0,09 10,44 9.3 6,8 7,6 0,25 0,086 18,4 9,1

27 ВЕ 142-160 1,29 0.06 12,47 9,4 6,3 5,6 - 0,083 6,2 4.4

28 LDg,ca 160-190 5,04 0,33 8,86 9,5 10,4 6,7 3,27 0,116 13,4 8,2

29 Э 190-240 0,43 - - 9,2 3,4 10,4 - 0,068 4,5 4,1

Аласная дерново-луговая почва, разрез 2-90(А8-6)

30 А/Т3<1,са 0-6 17,26* 0,83 12,06 10,0 17,8 19,5 7,24 0,448 16,5 6,0

31 А/ЬЭса 6-15 17,48* 0,94 10,79 10,4 16,1 36,7 7,13 0,408 13,9 7,1

32 В1 15-39 2,28 0,13 10,17 10,4 6,4 32,6 0,39 0,156 13,2 5,8

33 В2 39-134 0,76 0,04 11,02 9,7 7,4 14,1 0,18 0.127 8,7 5,8

34 В2Ь.са 39-134 1,30 0.07 10.77 9,6 11,8 19,2 2,42 0,310 14,7 7,0

35 LDg,ca 134-147 10.63 0,85 7,25 9,4 10,8 11,3 6.16 0,134 30,5 13,5

36 Сса 147-173 1,08 0,04 15,66 9,5 9,6 10,9 0,37 0,107 21,2 11,2

Аласная торфянисто-глеевая почва, разрез 3-90(А8-4)

37 ЬШ.са 0-11 38,66* 1,89 11,86 8,5 24,6 24,0 14,33 0,797 -

38 1Л}1са 11-47 36,38* 1,73 12,20 8,5 16,9 8,7 17,24 0,135 - -

39 ЬЭ2са 47-72 24,43* 1,25 11,34 8,5 8,4 6,3 17,79 0.082 19,0 6,9

40 В§,са 72-106 1,84 0,09 11,86 8,7 8,8 9,7 2,04 0,071 10,3 4,6

41 ЬО£,са 106-115 2,71 0,15 10,48 8,2 11,6 5,9 2,09 0,316 22,5 9,0

Примечение- *) - потеря при прокаливании

верхнем гумусово-аккумулятивном горизонте (табл. 2). С глубиной наблюдается постепенное уменьшение количества гумуса. Это обусловлено поверхностным поступлением растительного опада и неглубоким распределением корневых систем растений. Содержание азота в гумусе палевых почв низкое, отношение С : N в верхнем горизонте составляет 14,1, с глубиной несколько сужается.

В аласной котловине развиваются своеобразные, имеющие полигенетический профиль почвы. В пределах пояса недостаточного увлажнения аласа сформированы остепненные почвы на неоднородных озер-но-аласных отложениях (разрез А8-3). Формула строения профиля их следующее: Ас1,са (0-10 см) - АВса (10-19 см) - В1са (19-40 см) -В2/В2Ь,са (40-118 см) - Ы)са (118-129 см) - ВЗса (129-142 см) - Bg (142160 см) - (160-190 см) - Б (190-240 см). Гранулометрический состав почв гетерогенен, потому что они образованы на слоистых разнородных аласных отложениях (табл. 2). Гранулометрическая неоднородность почв обусловливает различие минералогического, следовательно, и валового их состава. Особенностью всего профиля выступает очень высокое содержание окиси алюминия по всему профилю. По сравнению с почвами межаласья здесь также заметно повышается содержание окислов железа, кальция, магния и калия, количество окисла кремния, наоборот, значительно снижается. Во время неоднократного прохождения почвой переменного режима фаз озерного и болотного, а затем и лугового и остепненного развития вся ее толща испытывала то длительные восстановительные, то - окислительные условия, которые привели к обогащению всего профиля почвы полуторными окислами. А увеличение содержание окислов кальция и магния связано с окарбоначиванием донных отложений озера за счет аккумуляции известковистых панцирей пресноводных ракушек и аутогенных минералов (Десяткин, 1983г). Реакция остепненной почвы сильнощелочная, за исключением дернового гумусово-аккумулятивного горизонта. Снижение почвенной реакции в самом верхнем почвенном слое является результатом периодической промывки под влияния поверхностных и нисходящих токов влаги. Емкость поглощения невысокое, содержание значительного количества ионов натрия указывает на солонцеватость остепненной почвы. Почва не засолена, содержание солей несколько увеличивается лишь в горизонтах с более тяжелым механическим составом, которые расположены ниже глубины 40 см. Содержание гумуса в остепненной почве невысокое, наиболее высокие содержание гумуса отмечены в гумусово-аккумулятивном (Ас!) и погребенных горизонтах озерного происхождения (ВЬ, 1Л)). В отличие от палевых почв, гумус верхних горизонтов ос-

тепненных почв более обогащен азотом, что свидетельствует сокращение отношения C:N (8,2-11,9). В нижних горизонтах в содержании углерода заметную роль играют карбонаты (Matsuura, Desyatkin and others, 1994а, 1994b, 1995).

На нормально увлажненных участках аласа под настоящими лугами получили развитие аласные дерново-луговые почвы (разрез AS-6) с формулой строения профиля: A/T3d,ca (0-6 см) - A/LDca (6-15 см) -В 1(15-39 см) - B2/Bh,ca (39-134 см) - LDg,ca (134-147 см) - Gca (147-180 см). Морфологическое строение почвы неоднородное, она в своем профиле сверху имеет дерново-перегнойный и погребенный перегнойный горизонты, в нижней половине выделяется прослойка озерных отложений с более тяжелым гранулометрическим составом (табл. 2). Неоднородность почвообразующих пород не позволяет установить какие-либо закономерности изменения количества отдельных гранулометрических фракций по профилю в результате почвообразования. Колебания содержания физической глины, скорее всего, здесь связаны с аласным процессом. Валовой состав почв в высокой степени коррелирует с изменением их гранулометрического состава. Верхние горизонты в силу озерного происхождения богаты органикой и карбонатами. За счет этого в горизонтах A/T3d,ca и A/LDca кремния мало, но повышено количество железа, кальция, магния, натрия, фосфора и марганца. В нижележащем горизонте В1 резко возрастает содержание кремния и снижается количество всех элементов, за исключением калия, доля которого в горизонте В1 повышается, видимо, за счет большого количества калий содержащих минералов в песчаной фракции. В горизонте LDg,ca, также в надмерзлотном глеевом слое несколько снижается содержание кремния и относительно повышается количество Al, Fe, Са, Mg и Мп, что в значительной степени предопределено более тяжелым гранулометрическим составом данных горизонтов. Луговые почвы аласа имеют сильную и очень сильную щелочную реакцию, обусловленные большим содержанием соды в составе легкорастворимых веществ. Емкость поглощения органогенных горизонтов высокая, с глубиной она снижается, что объясняется главным образом уменьшением в их составе органогенных коллоидов. Большое количество поглощенного натрия придает солонцовые качества. Содержание легкорастворимых солей высокое, по содержанию плотного остатка и соды дерново-луговые почвы следует отнести к солочаковатым почвам. По содержанию органического вещества верхние горизонты относятся к перегнойным и содержат значительное количество неполностью разложившихся растительных остатков. В нижних горизонтах содержание гумуса резко сокращается. Гумус

дерново-луговой почвы средне обогащен азотом, отношение С : N варьирует от 10,2 до 12,5. Подобные закономерности распределения состава и свойств наблюдается у луговых переходных почв, сформированных на опушке леса (разрез AS-5), морфологическое описание которых соответствует формуле: T3d,ca (0-7 см) - АВса (7-10(14) см) - LDca (10(14) 31 см) - Bfe (31-94 см) - LDg,ca (94-112 см) - D (112-136 см).

На самых пониженных участках днища, вокруг озера развиты алас-ные торфянисто-глеевые почвы на неоднородных озерных органогенно-минеральных отложениях (разрез AS-4). Формула строения профиля их следующее: LDd,ca (0-11 см) - LDlca (11-41 см) - LD2ca (41-72 см) -Bg,ca (72-106 см) - LDg,ca (106-115 см) - Gca (115-136 см). В этих почвах в настоящее время процессы оглеения сопровождаются озерным осадко-накоплением и торфонакоплением (Десяткин, 1983, 1984). Присутствие озерных отложений способствуют утяжелению гранулометрического состава отдельных горизонтов и предопределяют их насыщенность карбонатами (табл. 2). Заболоченная почва аласа имеет сверху мощную торфяную толщу представленную горизонтами LDd,ca, LDl,ca и LD2ca, ниже которой четко выделяются оглееный и глеевый слои. Оторфянен-ные озерные отложения содержат значительное количество минеральной примеси, потеря прокаливания этих горизонтов колеблется от 24,4 до 38,7 %. Гранулометрический состав минеральной части представлен неоднородными отложениями, здесь наблюдается чередование среднего суглинка с прослоем супеси в средней части. Данные валового и микроэлементного состава показывают, что в торфяных горизонтах повышается содержание окислов кальция, магния, фосфора и марганца. Реакция почвенной среды по всему профилю щелочная. Емкость поглощения в органогенных горизонтах высокая, в глееватом и глеевом - низкая. В составе поглощенных оснований верхнего горизонта значительную долю занимает натрий, придавая этим почвам солонцеватые свойства. Почва также сильно засолена, максимальная концентрация легкорастворимых солей обнаружена в верхнем горизонте, где содержание плотного остатка доходит до 0,797%, с глубиной их содержание уменьшается. Содержание азота в составе органических веществ торфянисто-глеевых почв слабое, отношение C:N колеблется от 10,5 до 12,2.

Для реконструкции эволюции почв аласов проведено спорово-пыльцевого анализ почвенных образцов аласов (Katamura, Desyatkin and others, 2002; 2003, Desyatkin and others , 2003). По спорово-пыльцевому анализу в торфянисто-глеевых почвах аласного стационара выделяется три разнородных слоя в глубинах: 0-26, 26-78 и 78 см и глубже (рис. 6).

- Древесные

Рис

и и* а* Я «М 2> « ми пм ям ИИ UK

■1 - Суглинки НЗ .Песок --5% »<2% 6. Спорово-пыльцевой спектр луговой почвы аласа Ынах

Изменения спорово-пыльцевого состава данной почвы свидетельствует, что начальный период почвообразования происходил в окружении кус-тарниково-лиственничного леса (зона 78 см и глубже). Во время формирования средней части почвообразующих пород (зона 26-78 см) наблюдается замещение кустарниково-лиственничных лесов лиственнично-еловыми. В период накопления самих верхних слоев почв (зона 0-26 см) состав спорово-пыльцевого комплекса уже соответствует современной растительности. Для определения времени образования генетических горизонтов проведена радиоуглеродная датировка органических остатков (Десяткин, 1984; Katamura, Desyatkin and others, 2002; 2003). Полученные результаты датировок свидетельствуют, что самые нижние погребенные горизонты почв зрелых аласов Тюнгюлюнской равнины Лено-Амгинского междуречья были сформированы в период бореального потепления (около 8500 лет тому назад). Погребенные горизонты в средней части профиля образованы в атлантическое время (около 5500 лет тому назад), а современные дерново-гумусовые горизонты почв начали формироваться в субатлантическое время (более 2000 лет тому назад). Все датированные слои почв сформированы во время прохождения почвами гидроморфной фазы развития.

Таким образом, на примере характеристики почв стационарного аласа ИБПК СО РАН показано, что почвы аласных котловин разнооб-

разны по строению, составу и свойств и относятся к разным типам. Динамика водообильности аласной котловины в зависимости от колебаний климата, приводящее к сильной флуктуации озера и большим колебаниям влагообеспеченности деятельного слоя, оказывает большое влияние на формирование почвообразующих пород аласов, придавая полициклический характер строения профиля почв. Результаты споро-во-пыльцевого анализа и радиоуглеродной датировки почвенных образцов аласов позволили выявить продолжительность и цикличность опасного почвообразования и дали материал для реконструкции эволюции почвенного покрова таежно-аласных ландшафтов Центральной Якутии за время их существования.

В автоморфных условиях внемерзлотной области почвообразование с момента распада ледникового покрова идет беспрерывно по восходящей линии (Гаджиев, 1982). Как показывают результаты изучения почв аласов, в отличие от этого, аласное почвообразование в послеледниковое время идет по законам циклических ритмов, проходя периодически две стадии и четыре фазы развития. Такой механизм почвообразования в аласах указывает доминирование в почвообразовании перманентного метаморфоза, вызываемого непрерывным и существенным изменением факторов почвообразования в продолжительный период времени. Как отмечает Н.А Караваева (1982) в течение всего периода изменения фактора почва находится в состоянии непрерывных смен. Саморазвитие почвы не наступает, пока фактор не стабилизируется. По этой причине в почвах аласов часто отсутствует нормальное строение профиля, почвы имеют сложное полигенетическое строение и вытекающие отсюда неоднородный состав и свойства, а почвенный покров аласа сложную пространственную пестроту. Отмеченные особенности почв и почвенного покрова аласов в условиях перманентной динамики энерго- и влагообеспеченности играют большую роль в круговороте веществ таежно-аласных экосистем (Sawamoto, Desyatkin and others, 1999, 2003; Morishita, Desyatkin and others, 2001,2002, 2003,2003; Vy-godskaya and others, 1997).

Глава 5. Сравнительная характеристика почвообразования в долинах рек и на аласах Центральной Якутии

Для проведения сравнительной характеристики почв и почвообразования в долинах рек и в аласных котловинах нами проведено изучение почв и почвенного покрова долины реки Амга, которая представляет собой типичную равнинную реку с характерным для рек Центральной Якутии почвенным покровом (рис. 7).

Ш1 Ш2 Ш5 И5 ОШ6 га ш>

» . <9°. га» » И" I I" ЕЕЗ15

Рис. 7. Почвенная карта долины среднего течения реки Амга Почвы: 1 - мерзлотные палевые карбонатные; 2 - комплекс аласных почв, 3 - мерзлотные палевые солонцеватые (на раскорчевках); 4 - мерзлотные палевые осолоделые; 5 - мерзлотные дерново-лесные; 6 - мерзлотные дерново-глеевые; 7 - мерзлотные дерново-луговые; 8 -мерзлотные таежные; 9 - мерзлотные дерново-болотные; 10 - эродированные термокарстом участки (байджерахаи), 11 - мерзлотные дерново-луговые слоистые; 12 - мерзлотные аллювиальные слоистые; 13 - мерзлотные черноземовидные; 14 - степные криоаридные; 15 -почвенные разрезы.

Почвообразование в долинах рек и на аласах имеет большие отличия. Прежде всего, они обусловлены тем, что эти формы рельефа занимают разные положения в ландшафтной оболочке Земли. Г.В. Добровольский (1968) реки рассматривает как естественные дрены суши. На любом отрезке долины реки выделяются местные зоны выноса, транзита и аккумуляции. В этом отношении низкие надпойменные террасы относятся к транзитным ландшафтам, а пойма - к частично дренируемым аккумулятивным гидроморфным ландшафтам. Совсем иное место в ландшафтной оболочке занимают аласы. Это - геохимически замкнутые котловинные формы рельефа, представляющие собой местный базис эрозии и центр субаквальной аккумуляции для локальных территорий.

Почвообразование в поймах и на аласах протекает на совершенно разных субстратах. В поймах почвообразование протекает в условиях накопительного баланса в отношении глинистых минералов, гумуса, карбонатов, элементов питания растений и водорастворимых солей. Наблюдается также постоянное омоложение почвы систематическим вовлечением в почвообразование новых порций аллювия, сопровождаемое ростом почвы вверх. На аласах при их образовании сингенетически формируются переотложенные термокарстовым седиментогенезом полициклические гетерогенные отложения. Каждый цикл гидроморфной стадии развития аласов вызывает рост почвы: вверх, формируя два прослоя: нижнего - минерального и верхнего - органогенного. Баланс почвообразования здесь также положительный, но с явным преобладанием

над всеми другими поступлениями засоления, которое с возрастом котловинных аласов прогрессирующе растет.

На среднем течении р. Амги, согласно положения В.А. Ковды об единой эволюционной цепи почв водно-аккумулятивных равнин (1973), можно выделить следующие стадии развития: в пределах поймы - гид-роморфную, на низких надпойменных террасах - мезогидроморфную, на высоких террасах - палеогидроморфную, на слаборасчлененных приподнятых равнинах - протерогидроморфную и в пределах сильнорасчленен-ных равнин - неоавтоморфную. Все это свидетельствует о том, что почвообразование в долине Амги имеет поступательный характер, развиваясь от примитивных аллювиальных к автоморфным зональным. Несмотря на значительный возраст аласов, почвообразование здесь не имеет последовательной поступательной направленности. Для замкнутых термокарстовых котловин характерны цикличность водообильности, постоянная динамика рельефа и миграция периодически появляющихся и исчезающих озер, в совокупности составляющие своеобразный аласный процесс, определяющий метаморфизм почвообразования. Циклический метаморфизм развития почв здесь имеет две стадии: гидроморфную и ксе-роморфную. Внутри стадий выделяются самостоятельные фазы развития почв: озерная, болотная, луговая и остепненная.

Пойменные и аласные ландшафты различаются водными режимами. Гидрологический режим рек умеренных широт характеризуется резко выраженным весенним половодьем. Вследствие насыщенности паводковых вод кислородом и поступления окисленных соединений с наи-лком на основной части поймы в почвах преобладает окислительная обстановка. Из аутогенных минералов в данной обстановке образуются и накапливаются гидрогетит, вад, аллофаны, гетит на центральной пойме и прирусловье, а на застойно избыточно увлажненных участках депрессий рельефа - еще и минералы закиси железа: сульфиды - гидротроилит и фосфаты - вивианит. Водный режим аласов носит циклический характер с ритмической сменой гидроморфных и ксероморфных стадий продолжительностью от нескольких до десятков и сотни лет. В гидроморфную стадию почвы аласов претерпевают длительное затопление с установлением господства анаэробиозиса, которое по мере высыхания озера постепенно меняется гидроморфными, полугидроморфными и ксероморф-ными условиями. В апогее ксероморфной стадии развития озера полностью высыхают или сохраняют незначительную часть площади водного зеркала, а преобладающая часть днища аласа превращается в пояс недостаточного увлажнения. Цикличность увлажненности аласов вызывает ритмическую смену окислительной и восстановительной обстановки. Образование аутогенных минералов в такой обстановке также имеет

свои особенности. Так, в периоды господства анаэробиозиса идет образование минералов группы закисного железа - пирита, мельниковита и вивианита, а по мере высыхания озера усиливается образование и накопление гидроокислов железа, кальцита и доломита. В рамках одного цикла развития аласов наблюдается импульсивное развитие жизненных форм и большие колебания их продуктивности соответственно метаморфизму обстановки. В гидроморфную стадию в озерах создаются наилучшие условия для развития планктона, бентоса и гидрофитов (рогоз, камыш, тростник, тростянка). Первые два компонента водных экосистем, хотя и имеют незначительную продуктивность, способствуют накоплению органогенных сапропелей, а последний - отложение торфа. По мере высыхания озера идет формирование поясного расположения болотной, луговой и остепненной растительности аласов.

Экологические особенности почвообразования в поймах обусловливают формирование следующего комплекта господствующих элементарных почвенных процессов: на прирусловье - кольматаж и дерновый; в центральной пойме - кольматаж, гумусообразование, олуговение с участием засоления, окарбоначивания и оглеения; в понижениях рельефа - кольматаж, торфообразование, оруденение и оглеение. Этим обусловлено развитие в поймах почв с полициклическим строением профиля с ограниченным участием почв с реликтовым профилем у подножий склонов и в депрессиях рельефа долин рек.

В строении морфологического профиля почв термокарстовых котловин особую роль играет аласный процесс. Гидроморфная стадия сопровождается погребением ранее сформированных почв путем накопления терригенного материала и органогенных донных осадков озер. При наступлении ксероморфной стадии появляются различные пояса увлажнения с комплектом ведущих элементарных почвенных процессов. Так, для почв гидроморфного пояса характерны торфообразование, оглеение и засоление; в нормально увлажненных почвах - гумусообразование, засоление, окарбоначивание при участии ожелезнения и оглеения, и для ксероморфных почв - гумусообразование, выщелачивание (рассоление), осолодение и, частично, слитизация (рис. 4). Циклический метаморфизм развития почв аласов обусловливает развитие в них реликтового строения почвенного профиля с двумя-тремя погребенными горизонтами озерно-болотного происхождения.

Глава 6. Почвы аласов зоны северной тайги

Характеристику почв и почвенного покрова зоны северной тайги проведена на примере среднего течения реки Колыма. Территория по почвенно-географическому районированию СССР относится к Индиги-

ро-Колымской провинции очень холодных мерзлотных почв подзоны глее-мерзлотно-таежных почв северной тайги Восточно-Сибирской мерзлотно-таежной области бореального пояса (Почвенно-географическое..., 1962, 1977; Добровольский и др., 1980).

В строении Колымской низменности участвуют три типа отложений. Первичная равнина покрыта позднеплейстоценовыми озерно-аллювиальными отложениями с включениями мощных повторно-жильных льдов. Мощность этих отложений 20-25 м. Переработанные термокарстом территории заняты аласными отложениями, представленными прослоями илистых осадков и слабоуплотненных торфов. Мощность аласных отложений 2,5-3 м, часто они включают вторичные жилы и линзы льда. Современные аллювиальные отложения занимают пойму и прирусловые части реки Колыма и ее крупных притоков, представлены слоистыми песками, супесями и суглинками с прослоями торфа, реже гравия и валунов. Мощность этих отложений более 14 метров.

В почвенном покрове под зональной северотаежной растительностью преобладают глее-мерзлотно-таежные почвы (криоземы). В термокарстовых котловинах под влажными осоково-вейниковыми лугами широко распространены аласные почвы, имеющие полигенетический профиль с погребенными органогенными горизонтами. По долинам рек под луговой или кустарниковой, а иногда и лесной растительностью широко представлены мерзлотные аллювиальные и пойменные почвы.

Судя по такому интегральному показателю теплообеспеченности почв как мощность деятельного слоя, энергетика почвообразования в зоне северной тайги по сравнению с почвами Центральной Якутии имеет гораздо меньший потенциал. Так, лесные почвы зональных элементов ландшафта Колымы ко второй половине августа протаивают лишь на глубину до 0.5-0,6 м, т.е. более 2,5 раз меньше, чем лесные почвы, а почвы аласов - на глубину 0,7-0,9 м или более 3 раз меньше, чем почвы аласов Центральной Якутии. Сокращается и разница глубины протаивания между лесными и аласными почвами, в Колымских аласах почвы протаивают всего до 1,5 раз глубже, чем лесные почвы, в Центральной Якутии почвы аласов за лето протаивают в 2,0—2,3 раза глубже, чем лесные. Низкий потенциал энергетики почв зоны северной тайги замедляет скорость протекания процессов почвообразования, снижает интенсивность круговорота веществ и энергии в ландшафтах и приводит к формированию почв с содержанием горизонтов со слаборазложившихся растительных остатков на всех элементах рельефа. А сокращение разницы энергообеспеченности между почвами аласов и лесных территорий приводит к ослаблению контрастности состава и свойств зональных и интразональных почв.

В то время как строение, состав и свойства зональных и аллювиальных почв Колымской низменности характеризуются аналогичными в других регионах показателями, в почвах аласов отмечены присущие для почв термокарстовых котловин особенности. Прежде всего, это их полигенетическое морфологическое строение, связанное с влиянием аласного процесса. Как правило, эти почвы с поверхности содержат оторфяненные горизонты, а в нижней половине профиля включают погребенные горизонты озерно-болотного генезиса (горизонты 1ЛЭ). Как и в аласных почвах Центральной Якутии, в горизонтах 1Л) содержание органического вещества высокое (табл. 3). Органическое вещество в этих слоях хотя и слабо минерализованное, но по сравнению с показателями аналогичных горизонтов зональных и пойменных почв данного региона, больше содержит азота. Отношение С : N уже, чем в органогенных горизонтах других почв Колымской низменности. Поглощающий комплекс почвы аласов почти полностью насыщены основаниями. В погребенных горизонтах озерных отложений в составе поглощенных оснований наблюдается относительное увеличение содержания ионов магния, связанное с особенностями озерного седиментогенеза, приводящего к связыванию подвижных форм кальция в виде аутогенных минералов и биолитов. Гранулометрический состав минеральных горизонтов почв аласов Колымской низменности неоднороден как в пространстве, так и по профилю, и может быть объяснено влиянием аласного процесса, а не воздействием

Таблица 3

Физико-химические свойства почв Колымской низменности

Почва, разрез Горизонт, глубина, см рн водный Гумус, % Азот, % С : N Емкость обмена, мг-экв 100 г Нена-сышен- ность, % Сумма частиц <0,01, % Сумма солей, %

Криозем оподзо- ленный глееватый, Р-5-85 01/02 0-2 5,7 60,05* 1,09 31,95 109,32 57,6 34,8 0,330

Е 2-8 6,1 2,72 0,07 22,53 17,39 32,7 41,7 0,111

ABg.fe 8-27 7,3 1,68 0,06 16,24 16,73 7,4 49,1 0,085

Bg,fe 27-73 7,4 2,40 0,10 13,92 15,44 13,6 47,9 0,094

Мерзлотная пойменная слоистая, Р-22-91 Iv 0-19 6,6 2,97 0,09 19,14 7,81 22,4 19,9 0,124

II 19-44 6,5 2,12 0,07 17,57 13,41 18,5 25,0 0,096

III 44-70 6,6 1,26 0,04 18,27 9,32 16,9 17,1 0,098

IV 70-130 6,6 0,56 0,02 16,24 5,25 20,0 7,6 0,093

Аласная дерново-луговая Р-2-85 T3/Av 0-9 6,00 30,63* 0,95 18,70 39,55 7,9 - 0,237

AB 9-24 6,5 19,85* 0,79 14,57 32,45 3,4 27,4 0,147

Bg,fe 24-53 7,7 4,65 0,21 12,84 22,98 6,9 37,2 0,127

LD 53-67 7,2 10,97 0,47 13,54 40,67 12,0 23,3 0,101

Примечание- *) - потеря при прокаливании, %

РОС национальная библиотека с.Н»герая>г

09 МО |(Т

элементарных почвообразовательных процессов. В почвах аласов Колымской низменности отмечено значительное количество водорастворимых веществ. Накопление значительно большего количества солей в почвах аласов по сравнению с зональными и пойменными почвами указывает на функционирование механизма сингенетического засоления почв при термокарстовом аласообразовании и в условиях зона северной тайги.

Глава 7. Почвы аласов тундровой зоны

Характеристика почв и почвенного покрова тундровой зоны проведена на примере дельты реки Лены. Регион по почвенно-географическому районированию СССР относится к Северо-Сибирской провинции очень холодных мерзлотных почв зоны тундровых глеевых и тундровых иллювиально-гумусовых почв Субарктики Евразийской полярной области полярного пояса (Почвенно-географическое..., 1962, 1977; Добровольский и др., 1980). В строении почвенного покрова дельты реки Лена принимают участие четыре типа ландшафтов. Самые обширные участки дельты представляют собой типичную тундру, по долинам многочисленных проток и рукавов дельты реки сформированы пойменные ландшафты, по морскому краю - приморские луга на маршевых почвах и на останцах Приморской равнины широко представлены аласно-тундровые ландшафты.

Почвообразующими породами на останцах Приморской равнины выступают позднеплейстоценовые озерно-аллювиальные отложения с включениями мощных повторно-жильных льдов. Мощность этих отложений 50-60 м. Переработанные термокарстом территории заняты опасными отложениями, представленными прослоями илистых осадков и слабоуплотненных торфов. Мощность аласных отложений 2,5-3 м. Молодые поверхности дельты сложены четвертичными и голоценовыми песками с прослоями торфа. Современные аллювиальные отложения занимают всю пойменную часть многочисленных рукавов и проток и представлены слоистыми песками, супесями и суглинками с прослоями торфа. Мощность этих отложений до 10-13 метров. По морскому краю дельты в широком спектре представлены, часто засоленные, морские отложения: илы, суглинки, пески и галечники.

Каждый тип ландшафта имеет характерный только для него почвенный покров. В почвенном покрове плакорных участков на суглинистых отложениях под зональными трещиновато-бугорковатыми тундрами развивается комплекс тундровых перегнойно-глеевых и тундровых глеевьн* п«чв, на песчаных отложениях останцов морской террасы -

тундровые подбуры. В заболоченных депрессиях тундр характерно наличие комплекса тундровых перегнойно-торфянисто-глеевых и торфя-но-болотных почв. На пойменных ландшафтах в условиях низкой поймы формируются мерзлотные аллювиальные слоистые глееватые почвы, на средней - аллювиальные дерново-глеевые и на высокой - аллювиальные дерновые глеевые. По мере повышения рельефа пойменные почвы сменяются зональным комплексом тундровых глееватых и торфянистых почв. В низменных участках по краю морского берега в условиях периодического подтопления приливными и нагонными морским водами формируются мерзлотные маршевые почвы: примитивные, солончаки и дерново-глеевые. В аласах останцов Приморской равнины получили распространение тундровые аласные дерново-глееватые, тундровые аласные торфянисто-глееватые и тундровые аласные торфяные почвы заболоченных участков днища котловины, формирующиеся вложенными в друг на друга концентрическими кольцевыми ареалами.

Судя по мощности деятельного слоя, энергетика почвообразования в зоне тундры по сравнению с почвами северной тайги, не говоря о почвах умеренной зоны, имеет мизерный потенциал. Так, тундровые почвы на плакорах (за исключением подбуров на песках) к концу теплого периода протаивают на глубину до 0,3-0,4 м, что составляет около 2/3 мощности деятельного слоя лесных почв в зоне северной тайги. Почвы аласов тундровой зоны за лето протаивают на глубину 0,5-0,6 м, что также составляет около 2/3 глубины протаивания почв аласов Колымской низменности. Заметное снижение потенциала энергетики почв тундровой зоны по сравнению с северной тайгой еще более замедляет скорость протекания процессов почвообразования, снижает интенсивность круговорота веществ и энергии в ландшафтах. Как результат этого на всех элементах рельефа тундровой зоны формируются почвы с содержанием горизонтов, состоящих из растительных остатков, и сводится почти к нулю контрастность почв разных элементов ландшафтов по своему составу и свойствам.

В то время как строение, состав и свойства зональных, аллювиальных и маршевых почв дельты Лены характеризуются аналогичными в других регионах показателями, в почвах аласов отмечены присущие для почв термокарстовых котловин особенности. Прежде всего, это их полигенетическое морфологическое строение, связанное с влиянием аласного процесса. Как правило, эти почвы с поверхности содержат оторфяненные горизонты, а в нижней половине профиля включают погребенные горизонты озерно-болотного генезиса (горизонты 1Л5). Как и в аласных почвах Центральной Якутии и северной тайги, в горизонтах

Ц) повышается содержание органического вещества (табл. 4). Гранулометрический состав минеральных горизонтов почв аласов дельты неоднороден как в пространстве, так и по профилю, и может быть объяснено также влиянием аласного процесса, а не воздействием элементарных почвенных процессов. Почвы аласов тундровой зоны не содержат значительного количества легкорастворимых веществ.

Глава 8. Экологические проблемы использования аласов в сельском хозяйстве

В результате нерационального использования природной среды появились антропогенные очаги деградации таежно-аласных ландшафтов (Десяткин, 1996, 1998, 2004, Бе$уа1кт а. о., 1995). Для сохранения

Таблица 4

Физико-химические свойства почв дельты Лены

Почва, разрез Генетический горизонт, глубина, рН водный Гумус, % EKO, мг-экв 100 г Ненасыщенность, % Под-вижн. FeO, мг 100 г Сумма частиц <0,01, % Сумма солей, %

Тундровая пе-регнойно-глеевая, Р-5-87 01 смо-з 5,2 65,71* - - 13,7 - -

А/ТЗ 3-8 5,9 18,55* 35,2 17,0 16,9 13,7 -

Bg 8-15 6,5 2,89 18,9 16,9 17,3 16,9 -

G 15-22 6,7 3,82 21,7 9,2 31,9 17,3 -

Мерзлотная пойменная дерново-глеевая, Р-41-94 А 0-7 7,7 3,88 18,14 19,5 5,1 9,2 0,077

Bg 7-30 7,3 2,63 12,80 21,1 5,5 3,3 0,039

Bfe 30-42 7,8 1,02 13,11 19,3 4,0 3,5 0,029

Cg 42-92 8.0 0,62 14,58 10,5 4,8 5,1 -

Тундровая аласная дерново-глееватая, Р-32-94 АО 0-1 6,6 42,74* - - - - -

А 1-19 7,0 2,96 27,19 8,4 6,8 7,8 0,023

Bfe 19-34 6,6 1,38 10,98 8,0 10,4 3,8 0,021

LDg 34-50 6,2 3,35 22,31 15,7 6,3 18,4 0,030

LD 50-57 5,9 16,08* 51,04 41,4 14,5 13,6 0,048

Мерзлотная маршевая примитивная, Р-16-82 I 0-1 6,9 3,83 26,4 13,6 3,7 19,3 1,645

II 1-20 7,7 2,84 17,9 13,4 4,3 13,0 0,921

III 20-40 7,2 0,64 13,7 0,0 2,6 7,8 0,767

Примечание' *) - потеря при прокаливании, %.

сельскохозяйственного производства на таежно-аласных ландшафтах необходимо приведение в соответствие масштабы антропогенного воздействия с экологической емкостью ландшафтов. Требуется расселение избытка населения в другие еще неосвоенные территории. Для сохранения средообразующей функции тайги необходимо восстановле-

ние леса на нарушенных территориях. Таковы лишь основные черты требуемых мероприятий, направленных на экологическую оптимизацию густонаселенных территорий на таежно-аласных ландшафтах Центральной Якутии.

Заключение

Эволюция биосферы Земли и современные климатические условия обусловили широкое распространение на планете зоны многолетней мерзлоты. Значительный объем многолетнемерзлых пород на равнинах занимают подземные льды, которые составляют до 50-60% объема пород ледового комплекса в умеренной зоне и до 80-90% в Субарктике. Термокарстовая деградация ледового комплекса равнинных территорий обусловила повсеместное развитие термокарстовых форм рельефа -аласов, которые на равнинах умеренной зоны Северного полушария занимают до 20-30%, на Приморских равнинах - до 70% и более территории. Аласные формы рельефа разновозрастны и разнообразны. В зоне влияния четвертичных покровных ледников встречаются реликтовые термокарстовые формы рельефа.

Замкнутые аласные котловины, как отрицательные формы рельефа, являются местным базисом эрозии и локальными центрами аккумуляции, обладают определенным объемом геохимической и экологической емкости. Внутри них действует самостоятельный внутриаласный круговорот веществ и энергии. Цикличность климатических условий вызывает постоянные колебания водности аласов и миграцию периодически появляющихся и исчезающих озер в результате пучения днищ озер. Функционирование аласных котловин и их динамика, в совокупности слагающие эволюцию всего природного облика крупных территорий криолитозоны, рассматриваются нами как единый аласный процесс. Как ландшафтообразующий процесс - аласный процесс включает следующий элементарные процессы, как образование и исчезновение озер, полициклическое расширение и углубление котловин, перманентную динамику рельефа, формирование слоистых гетерогенных почво-образующих пород и сильную дифференциацию структуры экосистем аласов.

Аласный процесс способствует специфику почвообразования в термокарстовых котловинах, которое имеет две стадии развития: гид-роморфную и ксероморфную. Внутри этих стадий, а также при их переходе друг в друга функционирование аласов способствует прохождению почвами фаз самостоятельного развития: озерной, болотной, луговой и остепненной. Причем озерная фаза развития в силу больших гео-

химических отличий подразделяется на две полуфазы: первая соответствует полноводному режиму озер, вторая — усыхающему.

Аласный процесс в период господства первой полуфазы гидро-морфной стадии почвообразования способствует обогащению почвооб-разующих пород аласов органическим веществом лимнического происхождения. При последующем медленном высыхании озерных ванн во второй полуфазе гидроморфной стадии на поверхности донных отложений накапливаются торфяные массы, которые еще больше повышают запасы органического вещества почвообразующих пород выходящих на дневную поверхность аласов. Многократная смена гидроморфной и ксероморфной стадий почвообразования в одних и тех же аласах приводит к формированию почвообразующих пород с полициклическим строением. После выхода озерных отложений на дневную поверхность начинается ксероморфная стадия развития почв аласов в условиях «нормального» функционирования широкого спектра элементарных почвообразующих процессов. В период ксероморфной стадии развития почв аласов в процессе почвообразования доминирующее влияние оказывают зональные факторы климата, обеспечивающего энергетическую основу и интенсивность протекания элементарных процессов почвообразования, и растительной формации, определяющая направление и выраженность потоков круговорота веществ.

Почвы аласов разнообразны по строению, составу и свойствам и относятся в соответствии с условиями увлажнения к разным типам. Аласные болотные и заболоченные почвы под влажными лугами занимают самые пониженные участки аласов вокруг озер и временных водоемов. Они формируются на озерных органогенных отложениях. Аласные луговые почвы приурочены к нормально увлажненным участкам днищ котловин. Часто они эволюционируют из бывших гидро-морфных почв, имеющих торфяные и сапропелевые горизонты. Иногда их возникновение может быть сопряжено с перерождением остепнен-ных почв под влиянием усиления гидроморфности. Аласные остепнен-ные почвы развиваются на участках недостаточного увлажнения. По содержанию гумуса эти почвы следует подразделить на темно-серые остепненные (гумуса более 5%) и на серые остепненные (гумуса менее 5%). К темно-серым остепненным почвам, занимающим пониженное положение по рельефу, относятся почвы, вышедшие из озерно-болотной фазы своего развития и формирующиеся под остепненными лугами. К серым остепненным почвам относятся почвы, образующиеся под луговыми степями на высоких участках днищ аласов, не претерпевая резкой смены условий почвообразования длительное время.

Аласное почвообразование имеет распространение по всей мерзлотной области, занимающей на Земле десятки миллионов квадратных километров, и развивается в котловинных формах рельефа, образующихся за счет деградации грунтовых льдов. В термокарстовых котловинах зоны северной тайги и тундры почвообразование протекает под влиянием аласного процесса, который обусловливает сингенетическую дифференциацию профиля почв аласов. В то время как строение, состав и свойства зональных, аллювиальных почв северной тайги и тундры, а также маршевых почв характеризуются аналогичными в других регионах показателями, в почвах аласов этих регионов отмечены присущие для почв термокарстовых котловин особенности: полигенетическое морфологическое строение, поверхностные торфянистые горизонты, погребенные горизонты озерно-болотного генезиса IX).

Проведение сравнительной характеристики формирования почв в поймах рек, на побережье моря и в аласных котловинах позволило выявить специфику аллювиального, маршевого и аласного почвообразования. Специфика почвообразования на этих близких по генезису элементах рельефа Земли, где процессы формирования почв происходят при главенствующем участии поверхностных вод, особенно полно характеризуется при сопоставлении комплекса элементарных почвенных процессов. Так, экологические особенности почвообразования в поймах обусловливают формирование следующего комплекта господствующих элементарных почвенных процессов: на прирусловье - кольматаж и дерновый; в центральной пойме - кольматаж, гумусообразование, олуговение с участием засоления, окарбоначивания и оглеения; в понижениях рельефа - кольматаж, торфообразование, оруденение и оглеение. Этим обусловлено развитие в поймах почв с полициклическим строением профиля с ограниченным участием почв с реликтовым профилем, формирующихся у подножий склонов и в депрессиях рельефа. На маршах южного побережья Ледовитого океана в почвообразовании принимает участие следующий комплект господствующих элементарных почвенных процессов: на самых молодых низких участках побережья - кольматаж и засоление; в средней части - кольматаж, дерновый, гумусообразование, олуговение с участием засоления, окарбоначивания и оглеения; на высоких краевых участках - торфообразование и оглеение. Этим обусловлено развитие на маршах почв с нормальным строением профиля с ограниченным участием почв с реликтовым профилем, формирующихся при циклической трансгрессии и регрессии акватории с участием криогенных процессов.

В отличие от пойменных и маршевых почв в морфологическом строении профиля почв термокарстовых котловин особую роль играет

аласный процесс. Гидроморфная стадия сопровождается погребением ранее сформированных почв путем накопления терригенного материала и органогенных донных осадков озер. При наступлении ксероморфной стадии появляются различные пояса увлажнения с комплектом ведущих элементарных почвенных процессов. Так, для почв гидроморфного пояса характерны торфообразование, оглеение и засоление; в нормально увлажненных почвах - гумусообразование, засоление, окарбоначивание при участии ожелезнения и оглеения, и для ксероморфных почв - гумусообразование, выщелачивание (рассоление), осолодение и, частично, слитиза-ция. Циклический метаморфизм развития почв аласов обусловливает развитие реликтового строения почвенного профиля с двумя-тремя погребенными горизонтами ЫЭ озерно-болотного происхождения.

Обобщение и анализ наколенного материала выявили специфику почвообразования в аласах (Десяткин, 1980а, 1981, 1984а, 1990, 1992а), обнаружено существование своеобразного аласного процесса, приводящего к формированию особых сложно профильных почв, не имеющих аналогов вне криолитозоны (Десяткин, 1984а, 1990, 1992а; Десяткин, Сотникова, 1982; Десяткин, Романов, 1989; Бевуайап, 1991, 1993). На основании больших отличий в генезисе, строении и составе почв термокарстовых котловин предлагалось в классификации почв выделить в особую группу - группу аласных почв (Десяткин, 1984а; Еловская, 1987).

Основы оптимизации антропогенного воздействия на замкнутые геосистемы включают широкий комплекс мероприятий, подразделяемых на два основных направления: рациональное использование аласов и природоохранительные мероприятия. В основу оптимизации антропогенного воздействия должны быть заложены региональные предельно допустимые норм антропогенной нагрузки (концентрация производства, освоение новых площадей из-под тайги и т. д.).

Список основных работ, опубликованных по теме диссертации

Монографии

1. Десяткин Р. В. Почвы аласов Лено-Амгинского междуречья. Якутск: ЯФ СО АН ССР. 1984. 168 с.

2. Десяткин Р.В., Романов В.И. Почвы долины среднего течения реки Ам-ги. Якутск, 1989. 120 с.

Научные статьи

3. Десяткин Р. В. Некоторые особенности почвообразования и характера . растительности аласов Лено-Амгинского междуречья, их рациональное использование и охрана. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1980,а, № 18, с. 72—79.

4 Десяткин Р. В. Содержание и состав гумуса в почвах аласов Лено-Амгинского междуречья. — Вести. Ленингр. ун-та; 1981, № 6, с. 75- 82.

5. Десяткин Р. В., Сотникова И. С. Об аласном типе почвообразования.— Вести. Ленингр. ун-та, 1982, № 24, с. 105—108.

6. Десяткин Р.В., Сотникова Н.С. К уточнению метода определения поглощенного натрия - Почвоведение, 1982, N 2. С. 147-149.

7 Десяткин Р.В. Влияние термокарстовых озер на состав и свойства почв аласов // Вопросы рационального использования и охраны природных ресурсов разнотипных озер криолитозоны: Сборник научных трудов. - Якутск, 1983. С. 58-63.

8. Десяткин Р.В. Сапропель в профиле аласных почв // Сапропель в сельском хозяйстве: Сборник научных трудов. - Якутск, 1983. С. 76-85.

9. Десяткин Р.В. К вопросу эволюции почв аласов Центральной Якутии // История развития почв СССР в голоцене. Пущино, 1984. С. 116-117.

10. Десяткин Р.В. О почвах аласов Лено-Амгинского междуречья // Мерзлотные почвы Якутии и их использование: Сборник научных трудов. -Якутск, 1984. С. 14-20.

11. Десяткин Р.В. Солонцовые комплексы криогенных почв котловинных аласов Центральной Якутии // Проблемы почвенного криогенеза. Сыктывкар, 1985. С. 22-23.

12. Десяткин Р.В. Почвы // Растительный и животный мир дельты реки Лены: Коллективная монография. - Якутск, 1985. С. 15-23.

13. Десяткин Р.В. Проблемы рационального использования аласов // Использование и охрана сельскохозяйственных ресурсов Якутии: Сборник научных трудов. - Якутск, 1988. С. 18-28.

14. Десяткин Р.В. Динамика и метаморфизм СПП аласов Центральной Якутии // Бюллет. Почвенного ин-та им. В.В.Докучаева, М., 1988, N 47. С. 25-26.

15. Десяткин Р.В. (в соавторстве) Агропроизводственная группировка мерзлотных почв // Атлас сельского хозяйства Якутской АССР. М., 1989. С. 34.

16. Десяткин Р.В. Специфика почвообразования в аласах - Почвоведение,

1990, N 12. С. 5-15.

17. Десяткин Р.В. Сравнительная характеристика почвообразования в долинах рек и аласах Лено-Амгинского междуречья // Генезис и мелиорация почв Якутии: Сборник научных трудов. - Якутск, 1991. С. 3-9.

18. Десяткин Р.В., Тетерина Л.В. Почвы дельты реки Лены // Генезис и мелиорация почв Якутии: Сборник научных трудов. - Якутск, 1991. С. 55-66.

19. Desyatkin R.V. Soil formation alases // Eurasian Soil Science. Vol. 23.

1991, N4, pp. 9-19.

20. Десяткин Р.В. Термокарстовый метаморфоз почвенного покрова криолитозоны // Криогенные почвы: влияние криогенеза на процессы и особенности почвообразования. Пущино, 1992. С. 22-23.

21. Десяткин Р.В. Сингенетическое засоление почв при термокарстовом аласообразовании - Почвоведение, 1992, N 7. С. 106-113.

22 Десяткин Р.В. Засоление почв при аласообразовании/ / Закономерности развития и дифференциации мерзлотных ландшафтов: Сборник научных трудов. - Якутск, 1993. - С. 53-65.

23 Десяткин Р.В. Эволюция почвенного покрова криолитозоны при тер-мокрастовом аласообразовании // Структура почвенного покрова: Сб. докл. к Междунар. симп., Москва, 6-11 сент., 1993. - М., 1993. - С. 214-217.

24. Desyatkin R.V. Syngenetic soil salinization during alas development/Eurasian Soil Science. Vol.25. 1993, N 4. Pp 38-46. 25 Десяткин P.B. Почвы южной части дельты р. Лены/ / Колл. монография: Почвы, растительный и животный мир Арктических районов Якутии (дельта р. Лены). - Якутск, 1996. - С. 32-41.

26. Десяткин Р.В. О некоторых экологических проблемах сельскохозяйственного производства в Якутии/ / Проблемы экологии Якутии. Вып. 1. Биогеографические исследования: Сборник научных трудов. - Якутск, 1996.

C. 112-123.

27. Десяткин Р.В., Еловская Л.Г., Петрова Е.И. Почвенные исследования в Якутии/ /Наука и образование, №2(6), 1997. - С. 99-105.

28 Vygodskaya N.N., Milyukova I., Varlagin A., Tatrinov A., Sogachev A., Kobak K.I., Desyatkin R.V., Bauer G., Hollinger D.Y., Kelliher F.M., Schulze E.-

D. Leat conductance and C02 assimilation of Larix gmelini growing in an eastern Siberian boreal forest/ /Tree Physiology. 1997, Vol. 17, number 10. Pp. 607-615. 29. Десяткин P.B. Нарушение водного баланса при антропогенной деградации таежно-аласных ландшафтов/ /Сибирский экологический журнал, №3-4, 1998. - С. 269-273.

30 Desyatkin R.V., Karpov N.S., Zakharova V.I., Desyatkin A.R. and Hinzmann L.D.(1998): Soil and vegetative covers on tundra polygon of the GAME project in the vicinity of Tiksi. Research Report of IHAS, 1998, No.4, 1-10

31. Десяткин P.B. Основные итоги изучения таежно-аласных экосистем/ / Институт биологических проблем криолитозоны: Сборник научных трудов. - 50 лет. Якутск, 2002. - С. 67- 71.

32. Morishita Т., Hatano R., Desyatkin R.V. СН4 Flux in Alas ecosystem Formed by Forest Disturbance near Yakutsk, Eastern Siberia, Russia/ /Soil Sci. Plant Nutr., 49 (3), 369-377 pp., 2003.

33. Sawamoto Т., Hatano R., Shibuya M., Takahashi K., Isaev A.P., Desyatkin R.V., Maximov T.Chr. Changes in Net Ecosystems Production Associated with Forest Fire in Taiga Ecosystems, near Yakutsk, Russia/ /Soil Sci. Plant Nutr., 49 (4), 493-501 pp., 2003.

34 Десяткин P.B. Особенности почвообразования в долинах рек/ / Экологическая безопасность при разработке россыпных месторождений алмазов: Сборник научных трудов. - Якутск, 2004. - 119-126 с.

35 Десяткин Р.В. Почвенные исследования Якутской экспедиции Академии наук СССР в 1925-1926 гг. // Вестник ЯГУ, 2005, том, № 2. - 20-24 с.

Информационные материалы и доклады

36 Desyatkin R.V.,Maximov T.Chr.,Ivanov B.I.,Takahashi К. Carbon storage of plant ecosystems in Yakutia // Proceeding of the Second Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1993. - Tsukuba, Japan. 1994.-Pp. 187-195.

37 Matsuura Y„ Ohta S„ Sanada M., Desyatkin R.V. Carbon and nitrogen storage in soil developed on two different toposeguences of the Lena River terrain // Proceeding of Second Simposium...,- Tsukuba, Japan, 1994. - Pp. 177-182.

38. Desyatkin R.V., IvanovB.I., IvanovaA.D., Matsuura Y. Change of carbon content at the agricultural development of frosen soils/ /Proceedings of the Symposium on Joint Permafrost Studies between Japan and Russia in 1992-1994. -Yakutsk, 1995. - Pp. 36-39.

39. Matsuura Y., Ohta S., Desyatkin R.V., Yefremov D. Carbon and nitrogen storage in soils of forest-tundra, forest and alas in Sakha/ /Proceedingsof the Symposium on Joint Permafrost Studies between Japan and Russia in 1992-1994. -Yakutsk, 1995. - Pp. 40-45.

40 Kanda F., Uemura S., Tsujii Т., Honoki H., Isaev A.P., Desyatkin R.V. Vegetation of model alas and ion composition of pond water of some alases in the basin of Lena River, eastern Siberia/ /Proceedings of tne Third Symposium on the Joint Siberian permafrost studies between Japan and Russia in 1994. - Sapporo, Japan, 1995. - Pp. 148-150.

41 Десяткин P.B. Роль саранчовых в биогеохимическом круговороте та-ежно-аласных ландшафтов/ / Тез. докл. Ш съезда ДОП (11-15 июля 2000 г., Суздаль), М„ 2000, Кн. 2. С. 74.

42 Десяткин Р.В., Десяткин А.Р. Гидрохимическая и гидробиологическая характеристика озер разновозрастных аласов в засушливый период естественных природных ритмов/ /Материалы межд. Конф. «Озера холодных регионов», Часть 3, Гидрохимические вопросы. - Якутск, Якутский госуниверситет им. М.К.Аммосова, 2000. - С. 52-66.

43 Десяткин Р.В., Десяткин А.Р. Влияние динамики структуры почвенного покрова на экзодинамические сукцессии в аласах/ /Теоретические и прикладные вопросы травосеяния в криолитозоне. 4.1. Докл. Междунар. Конф. 24-26 апреля 2001 г., Якутск, 2001. - С. 86-97.

44 Десяткин Р.В., Петрова Е.П., Николаева М.Х. Биогенное накопление элементов в надземной фитомассе доминирующих растений аласных лугов/ /Теоретические и прикладные вопросы травосеяния в криолитозоне. 4.1. Докл. Междунар. Конф., Якутск, 2001. - С. 103-114.

45 Desyatkin R.V., Nikolaeva М.С., Desyatkin A.R., Stepanova M.A., Ishii Y. and Yabuki H. Geobotanical map of "Ulakhan Sykkhan" alas-1999/ / Activity Report of GAME-Siberia-2000. Japan National Committee for GAME/ GAME-Siberia Sub-committee. - Sapporo, Japan. 2001. - 131-142 pp.

46. Desyatkin R.V., Nikolaeva M.C., Desyatkin A.R., Stepanova M.A., Petrova E.P., Ishii Y. and Yabuki H. Geobotanical map of "Ulakhan Sykkhan" alas-2000// Activity Report of GAME-Siberia-2000. Japan National Committee for GAME/ GAME-Siberia Sub-committee. - Sapporo, Japan. 2001. - 143-154 pp.

47. Tanaka H., Mizoguchi M., Kondo N., Kiyosawa H., Desyatkin R.V., Ishii Y., Yabuki H. Spatial distribution Topsoil Characteristics and Active Layer in Alas, Eastern Siberia/ /Activity Report of GAME-Siberia-2000. Japan National Committee for GAME/ GAME-Siberia Sub-committee. - Sapporo, Japan, 2001. -123-126 pp.

48. Tanaka H., Yano Т., Nomura M., Yabuki H., Ishii Y. and Desyatkin R.V. Seasonal variation of the energy and the water vapor fluxes at a young larch forest in Eastern Siberia/ / Proceedings of GAME-Siberia Workshop/ Tokyo, Japan,

2001.-23-27 pp.

49. Desyatkin R.V., Desyatkin A.R. Dynamics of alas in central Yakutia as an index of climate fluctuation/ /Proceedings of GAME-Siberia Workshop/ Tokyo, Japan. 2001.-37-60 pp.

50. Desyatkin R.V. Features of alas depression wateriness in central Yakutia/ /Proceedings the Fifth International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME. (Volume 3) - Nagoya, Japan, 2001. - 724-729 pp.

51. Desyatkin A.R, Semenova T.N., Nikolaeve M., Desyatkin R.V. The features of heat and water regimes of taiga-alas ecosystems soils/ /Proceedings the Fifth International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME. (Volume 1) - Nagoya, Japan. 2001. - 125-131 pp.

52. Ishii Y., Yabuki H., Nomura M., Kobayashi N., Tanaka H., Tanaka H., Desyatkin R.V. Water and energy flux observation over an alas lake in central Yakutia, Eastern Siberia/ /Proceedings the Fifth International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME. (Volume 1) - Nagoya, Japan, 2001. - 117-120 pp.

53 Morishita Т., Hatano R., Takahashi K., Desyatkin R.V. Assessing the CH4 and N20 Fluxes in Thermo-Karst Ecosystem in Yakutsk, Russia/ / Proceedings of the Second International Workshop on Global Change: Connection to the Arctic, 2001/ / Bulletin of Research Center for North Eurasia and North Pacific Regions, Hokkaido University, Vol. 1, 2001. - 115-116 pp.

54 Степанов B.E., Десяткин P.B., Яковлева В.Д. О распределении цезия-137 в почвенно-растительном покрове таежно-аласного ландшафта Якутии на примере местности «Ынах аласа»/ /Биосферосовместимые и средозащит-ные технологии при взаимодействии человека с окружающей средой. Пенза,

2002.-С. 216-218.

55. Hatano R., Nakahara О., Desyatkin R.V., Okonechnikova M.V. and Kamide K. Pedogenic processes in alas soils in central Yakutia, Russia/ /Proceedings of the 10-th Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 2001. Tsukuba, Japan. 2002. - 105-111 pp.

56 Katamura F., Mori J., Fukuda M., Desyatkin R.V. Changes in fossil pollen assemblages from alasses, central Yakutia, eastern Siberia, Russia/ / Proceedings

of the 10-th Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 2001. Tsukuba, Japan, 2002. - 113-119 pp.

57 Morishita Т., Hatano R., Desyatkin R.V. CH4 flux a forest-alas ecosystem near Yakutsk, eastern Siberia, Russia/ / Proceedings of the 10-th Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 2001. Tsukuba, Japan, 2002. - 39-52 pp.

58. Десяткин P.B., Десяткин A.P., Катамура Ф. Полициклическое почвообразование в аласах как продукт колебаний климата // Влияние климатических и экологических изменений на мерзлотные экосистемы: Труды Второй международной конференции «Роль мерзлотных экосистем в глобальном изменении климата». - Якутск: ЯФ изд-во СО РАН, 2003. - С. 111-116.

59. Desyatkin R.V. Anthropogenic degradation of boreal forests in Cryolitho-zone area/ / International Symposium on Boreal Forest Disturbance and Effects to Global Warming, Sapporo, Japan. 2003. - 25 p.

60 Hatano R., Morishita Т., Desyatkin R.V. Effect of Forest fire on C02, CH4 and N2O fluxes in Siberian Larch forest near Yakutsk/ / International Symposium on Boreal Forest Disturbance and Effects to Global Warming. Sapporo, Japan. 2003. 43-44 pp.

61 Katamura F., Fukuda M., Desyatkin R.V., Bochkov N.P. Holocene pollen record of alas sediments, central Yakutia, eastern Siberia/ / International Symposium on Boreal Forest Disturbance and Effects to Global Warming. Sapporo, Japan, 2003. - 35 p.

62. Morishita Т., Hatano R., Desyatkin R.V. Assessing the CH4 and N2O Fluxes in Thermo-Karst Ecosystem in Yakutsk, Russia/ / International Symposium on Boreal Forest Disturbance and Effects to Global Warming. Sapporo, Japan, 2003. - 33 p.

63. Оконешникова M.B., Десяткин P.В. Состав гумуса мерзлотных почв мелкодолинных ландшафтов Лено-Амгинского междуречья/ / Мерзлотные почвы: разнообразие, экология и охрана. - Матер. Всероссийской научн. конф. - Якутск, 2004. - С. 59-66.

64 Десяткин Р.В. Почвообразование в термокарстовых котловинах - аласах / / Сохраним планету Земля: Сборник докладов Международного экологического форума, СПб, 2004. - С. 397-400.

65 Десяткин Р.В. Полициклическое почвообразование в аласах криолитозо-ны/ /Почва - национальное достояние России: Материалы IV съезда Докучаев-ского общества почвоведов. - Новосибирск: Наука-Центр, 2004. - Кн.1. - 237 с. 66. Десяткин Р.В. Экологические проблемы использования аласов в сельском хозяйстве/ /Материалы конф. «Меры по реализации Президентской (государственной) программы социально-экономического развития села на период до 2006 года». М.: Изд-во МСХА, 2004. - 40-52 с.

«

!

Формат 60x84 '/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл.п.л. 2,67. Тираж 150 экз. Заказ № 1.

#

Учреждение «Издательство ЯНЦ СО РАН»

677891, г. Якутск, ул. Петровского, 2, тел./факс: (411-2) 36-24-96 E-mail: kuznetsov@psb.ysn.ru

»

V

/

m

«

мил

1255

/4

(

Содержание диссертации, доктора биологических наук, Десяткин, Роман Васильевич

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. МНОГОЛЕТНЯЯ МЕРЗЛОТА НА ЗЕМЛЕ.

ГЛАВА 2. ТЕРМОКАРСТ И АЛАСНЫЙ РЕЛЬЕФ.

ГЛАВА 3. ВЛИЯНИЕ АЛАСОВ НА ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ.

3.1. Ландшафтно-геохимические особенности почвообразования в ал асах.

3.2. Аласный процесс.

3.3. Гидроморфная стадия развития почв ал асов.

3.3.1. Краткая характеристика гидрохимии и биологии аласных озер.

3.3.2. Влияние аласного процесса на гранулометрический состав почвообразующих пород.

3.3.3. Влияние аласного процесса на химический состав почвообразующих пород.

3.3.4. Влияние аласного процесса на минералогический состав почвообразующих пород.

3.3.5. Влияние аласного процесса на криогенное строение почвообразующих пород.

3.4. Особенности почвообразования во второй полуфазе гидроморфной стадии развития почв.

3.5. Влияние аласного процесса на содержание и состав органического вещества почвообразующих пород.

3.6. Условия почвообразования в период ксероморфной стадии развития аласных почв.

3.6.1. Энергетические основы почвообразования.

3.6.2. Температурный режим и теплообеспеченность почв.

3.6.2.1. Температурный режим почв.

3.6.2.2. Теплообеспеченность почв.

3.6.2.3. О классификации термического режима почв.

3.6.2.4. Динамика и баланс теплосодержания.

3.6.3. Режим влажности и влагообеспеченность почв.

ГЛАВА 4. ПОЧВЫ ТАЕЖНО-АЛАСНЫХ ЛАНДШАФТОВ ЗОНЫ СРЕДНЕЙ ТАЙГИ.

4.1. Зональные почвы зоны средней тайги.

4.1.1. Мерзлотные палевые почвы.

4.1.2. Мерзлотные палевые осолоделые почвы.

4.1.3. Мерзлотные таежные оподзоленные почвы.

4.2. Почвы аласов.

4.2.1. Краткая история изучения почв аласов.

4.2.2. Почвы типичных аласных форм рельефа.

4.2.2.1. Аласные болотные и заболоченные почвы.

4.2.2.2. Аласные луговые почвы.

4.2.2.3. Аласные остепненные почвы.

4.2.2.4. Почвы аласного стационара.

4.2.3. Солонцовые комплексы крупных аласов.

ГЛАВА 5. СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ В ДОЛИНАХ РЕК И НА АЛАСАХ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЯКУТИИ.

5.1. Особенности почвообразования в долинах рек.

5.2. Почвы долины реки Амга на среднем течении.

5.2.1. Почвы правобережья.

5.2.2. Почвы поймы.

5.2.3. Почвы надпойменных террас.

5.2.4. Пространственное варьирование свойств почв долины реки.

5.3. Особенности почвообразования в долинах рек и на аласах.

ГЛАВА 6. ПОЧВЫ АЛАСОВ ЗОНЫ СЕВЕРНОЙ ТАЙГИ.

6.1. Почвы зональных ландшафтов.

6.2. Пойменные почвы долины р. Колыма.

6.3. Почвы термокарстовых понижений (аласов).

ГЛАВА 7. ПОЧВЫ АЛАСОВ ТУНДРОВОЙ ЗОНЫ.

7.1. Почвы зональных ландшафтов.

7.2. Почвы пойменных ландшафтов.;.

7.3. Почвы аласов.

7.4. Почвы маршей.

ГЛАВА 8. ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ АЛАСОВ В СЕЛЬСКОМ ХОЗЯЙСТВЕ.

Введение Диссертация по биологии, на тему "Почвообразование в термокарстовых котловинах-аласах криолитозоны"

Актуальность исследований. Эволюция биосферы Земли и современные климатические условия обусловили широкое распространение на планете зоны многолетней мерзлоты. Многолетнемерзлые породы занимают на Земле площадь более 35 млн. км2. На Северном полушарии площадь мерзлой зоны оценивается в 22,35, в том числе в России - более 10 млн. км или около 60% территории страны. Значительный объем многолетнемерзлых пород занимает подземные льды, в т.ч. повторно-жильные, которые составляют до 50-60% объема пород ледового комплекса в умеренной зоне и до 80-90% в Субарктических равнинах. Динамика глубины протаивания грунтов в ходе эволюции привело к таянию подземных льдов по всей криолитозоне Земли. Термокарстовая деградация ледового комплекса равнинных территорий обусловила повсеместное развитие термокарстовых форм рельефа - аласов. На равнинах умеренной зоны Северного полушария термокарстовым процессом охвачено до 20-30%, на Приморских равнинах Северного ледовитого океана до 70% и более территории с ледовым комплексом. Аласные формы рельефа разновозрастны и очень разнообразны. Кроме современных аласных форм рельефа в зоне влияния четвертичных покровных ледников встречаются реликтовые термокарстовые формы рельефа в виде степных блюдец или подов в степной зоне.

До недавнего времени почвы, почвенный покров и специфика почвообразования в аласах оставались слабо изученными. Отрывочные сведения о почвах аласов имеются в работах A.A. Красюка (1927), Е.И. Цыпленкина и др. (1941, 1946), В.Г. Зольникова (1954), Л.Г. Еловской (1958). Между тем, большое своеобразие условий почвообразования в термокарстовых котловинах способствуют формирование уникальных почв с полигенетическим профилем с содержанием погребенных горизонтов озерного и болотного происхождения. Цикличность водности аласов, постоянная динамика рельефа и периодическая переработка почвообразующих пород аласов мигрирующими озерами обусловливают формирование почв, не имеющих аналогов в других ландшафтных условиях Земли. Сингенетическая неоднородность почвообразующих пород, высокое исходное содержание органического вещества и легкорастворимых веществ в них во многом определяют состав и свойства почв аласов. Влияние перманентно действующего аласного процесса способствует формирование не только особых почв, но и придает почвенному покрову аласов исключительную пространственную пестроту.

Исходя из вышеизложенного исследование генезиса почвенного покрова и выявление специфики почвообразования в аласах, проведение сравнительной характеристики аласного почвообразование в разных природно-климатических зонах и с почвообразованием по берегам рек и морей актуально как в научном отношении, так и в практическом использовании земельных ресурсов этих уникальных ландшафтов.

Цель и задачи исследования. Цель настоящей работы - выявить основные закономерности почвообразования, генетическую природу и специфику почвенного покрова термокарстовых котловин - аласов криолитозоны. В соответствии с поставленной целью решались следующие задачи:

1) изучить морфологию, состав и свойства почв и почвенный покров аласов в разных природно-климатических зонах мерзлотной области;

2) выявить влияние термокарстового аласообразования на почвообразование и определить специфику почвообразования в аласах;

3) провести сравнительный анализ аласного почвообразования с учетом генезиса, биоклиматических и геокриологических условий формирования почв в условиях пойм рек и морских побережий.

Объект и предмет исследований. Объектами исследований являлись почвы и почвенный покров разновозрастных и разнообразных аласных форм рельефа в зонах средней, северной тайги и тундры территории с многолетней мерзлотой в пределах Республики Саха (Якутия). Для проведения сравнительной характеристики специфики почвообразования в аласах с формированием почв в поймах рек и по побережью морей проводилось изучение почв и почвенного покрова долины рек Амга и Колыма, а также морского края южного побережья моря Лаптевых.

Методика исследований. Основным методом изучения почв и почвенного покрова был метод почвенно-экспедиционных маршрутов в период 1977-2004 гг., позволивший собрать большой фактический материал для решения генетических и географических аспектов поставленных задач. Для выявления особенностей энерго- и влагообеспеченности аласного почвообразования, кроме маршрутных почвенных исследований проведено изучение почвенных режимов и микроклимата аласных экосистем в течение 1987-2004 гг. на аласном стационаре ИБПК СО РАН «Тюнгюлю».

При выполнении работы в качестве основного применен сравнительно-географический метод; при анализе вещественного состава и свойств изученных почв использован сравнительно-аналитический метод и при выявлении природы динамических явлений для познания почвенных процессов применен стационарный метод наблюдений. Лабораторно-аналитические исследования почв выполнены с использованием общепринятых в почвоведении методов в аналитической лаборатории кафедры ботанической и почвенной географии Ленинградского государственного университета и лаборатории почвоведения Института биологических проблем криолитозоны СО РАН. При анализе полевых и лабораторно-аналитических результатов исследований изученных почв использована теория И.П. Герасимова (1973; 1975; Зонн, 1994) об элементарных почвенных процессах как основа для генетической диагностики почв и определения специфики почвообразования на разных элементах ландшафтов криолитозоны. При систематизации первичных данных использовались методы математической статистики.

Научная новизна. В результате многолетних эколого-географических и стационарных исследований почв мерзлотной области впервые разработана научная концепция почвообразования в широко распространенных в криолитозоне термокарстовых формах рельефа -аласах. В термокарстовых котловинах зоны многолетней мерзлоты выявлено наличие своеобразного, перманентно действующего аласного процесса, определяющего стадийное развитие почвообразующих пород и специфику аласного почвообразования. Впервые вскрыты генетические особенности почв аласов, на обширном фактическом материале даны характеристик их морфологических, вещественных и органических профилей. Установлены географические закономерности распространения почв аласов в разных природно-климатических зонах. Интерпретация палеогеографических исследований в комплексе с результатами химико-аналитического изучения вскрыли основные закономерности эволюции почв аласов. Впервые проведена сравнительная характеристика почв и почвообразования в аласных котловинах, речных поймах и приморских маршей. Всесторонняя характеристика строения, состава и свойств почв позволили выявить место аласных почв в современной иерархии почвенного разнообразия и разработать основу принципов их классификации.

Теоретическая и практическая значимость. В результате накопленного обширного банка данных по слабоизученной проблеме получена имеющая общетеоретическое значение научная информация о типах почв и их генезисе, о почвенном покрове термокарстовых форм рельефа - аласов; разработана научная концепция почвообразования в аласных котловинах мерзлотной области; полученный научный материал по всесторонней географо-генетической оценке почв замкнутых аласных геосистем является основой для уточнения их классификации, диагностики почвообразования, а также разработки научных основ рационального использования биологических ресурсов аласно-таежных ландшафтов в хозяйственной деятельности человека.

Результаты проведенных исследований нашли применение в следующих научных и хозяйственных сферах:

1. При разработке региональной классификации и диагностики мерзлотных почв (Еловская, 1987);

2. При создании атласов «Сельское хозяйство Якутской АССР»(М., 1989) и «Республика Саха (Якутия)»(Учебное пособие. М., 2000); составлении карты «Приоритетные территории Российского Дальнего Востока для сохранения биоразнообразия» (Владивосток, 1999).

3. При проектировании и эксплуатации крупного водовода с ежегодным объемом переброски 20 млн. м3 воды для водоснабжения засушливых территорий Лено-Амгинского междуречья из реки Лена.

4. При экологическом обосновании проекта строительства магистрального газопровода через реку Лена и густонаселенных территорий Центральной Якутии с протяженностью более 500 км.

5. При экологическом обосновании проведения искусственной интенсификации осадков для снижения отрицательного влияния засухи на сельскохозяйственные угодья таежно-аласных территорий Центральной Якутии в 1995, 1996, 2002 и 2004 гг.

6. При чтении курса лекций по почвоведению для студентов биолого-географического факультета Якутского государственного университета и агрономического факультета Якутской государственной сельскохозяйственной академии.

Защищаемые положения. 1. Научная концепция почвообразования в широко распространенных в криолитозоне термокарстовых формах рельефа - аласах;

2. Влияние перманентно действующего аласного процесса на строение, состав и свойства почв аласов;

3. Генетические особенности и географические закономерности распространения почв аласов в разных природно-климатических зонах;

4. Сравнительная характеристика почв и почвообразования в аласах, речных поймах и приморских маршей, а также место аласных почв в современной иерархии почвенного разнообразия.

Апробация работ. Материалы диссертации докладывались и обсуждались на заседании Почвенной комиссии Географического общества СССР совместно с Ленинградским филиалом ВОП (1980), на VII съезде Географического общества СССР в г. Фрунзе (1980), на X Всесоюзном симпозиуме «Биологические проблемы Севера» в г. Магадан (1983), на XI Всесоюзном симпозиуме «Биологические проблемы Севера» в г. Якутск (1986), Всесоюзной конференции «Проблемы развития сельского хозяйства в условиях вечной мерзлоты» в г. Якутск (1991), на I Международной конференции «Знание - на службу нуждам Севера» в г. Якутск (1996), на Международной конференции «Интеркарто-5. ГИС-для устойчивого развития территорий» в г. Якутск (1999), на Международной конференции «Озера холодных регионов» в г. Якутск (2000), на Международной конференции «Теоретические и прикладные вопросы травосеяния в криолитозоне» в г. Якутск (2001), на I, II и III Международных конференциях «Роль мерзлотных экосистем в глобальном изменении климата» в г. Якутск, (1995, 2001, 2004), на научно-практической конференции «Роль сельскохозяйственной науки в стабилизации и развитии агропромышленного производства Крайнего Севера» в г. Якутск (2001), на Международном экологическом форуме «Сохраним планету Земля» в г. С-Петербург (2004), на Всероссийской научной конференции «Мерзлотные почвы: разнообразие, экология и охрана» в г. Якутск (2004), на IV съезде Докучаевского общества почвоведов в г. Новосибирск (2004), на международных конференциях в зарубежных странах «Global change Arctik Terrestrial Ecosystems» (Norway, Oppdal, 1993); «Second Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1993» (Japan, Tsukuba, 1994); «Carbon Storage and Carbon Dioxide Budget in Forest Ecosystems» (Japan, Sapporo, 1994); «Third Symposium on the Joint Siberian permafrost studies between Japan and R ussia i n 1 994» (Sapporo, Japan, 1 995); « 2nd С ircumpolar A gricultural Conference» ( Tromso, Norway, 1995); «Fifth Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1996» (Tsukuba, Japan, 1997); «Second International Workshop on Energy and Water Cycle in Siberia and GAME» ( Moscow, Russia, 1997); «Second International Workshop on Energy and Water Cycle in GAME-Siberia, 1997» (Nagoya, Japan, 1998); «Seventh Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1998» (1999, Sapporo, Japan); «Eighth Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1999» (2000, Tsukuba, Japan); «Fifth International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME» (2001, Nagoya, Japan); «Ю-th Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 2001» (2002, Tsukuba, Japan); «Symposium on Boreal Forest Disturbance and Effects to Global Warming» (2003, Sapporo, Japan); «6th International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME» (2004, Kyoto, Japan).

Публикации. По теме опубликовано 130 научных работ, в том числе 2 монографиях, общим объемом 45 печатных листов.

Содержание работы. Диссертация представляет собой рукопись с объемом 396 страницы машинописи, содержащую 81 таблицу, 73 рисунка и библиографию 523 наименований. Она включает в себя восемь глав и заключение.

Заключение Диссертация по теме "Почвоведение", Десяткин, Роман Васильевич

Выводы:

1. В строении почвенного покрова дельты реки Лена принимают участие четыре типа ландшафтов. Самые обширные участки дельты представляют собой типичную тундру, по долинам многочисленных проток и рукавов дельты реки сформированы пойменные ландшафты, по морскому краю - приморские луга на маршевых почвах и на останцах Приморской равнины широко представлены аласно-тундровые ландшафты.

2. Почвообразующими породами на останцах Приморской равнины выступают позднеплейстоценовые озерно-аллювиальные отложения, представленными пылеватыми иногда слоистыми суглинками и супесями с включениями мощных повторно-жильных льдов. Мощность этих отложений 50-60 м. Переработанные термокарстом территории заняты таберальными или аласными отложениями, представленными прослоями илистых осадков и слабоуплотненных торфов, образующихся слаборазложившимся остатками мхов, хвощей и осоки. Менее значительны среди них суглинки, глины, супеси и пески. Мощность аласных отложений 2,5-3 м, часто они включают жилы и линзы льда. Более молодые поверхности дельты сложены четвертичными и голоценовыми песками с прослоями торфа. Современные аллювиальные отложения занимают всю пойменную часть многочисленных рукавов и проток и представлены слоистыми песками, супесями и суглинками с прослоями торфа. Мощность этих отложений до 10-13 метров. По морскому краю дельты в широком спектре представлены, часто засоленные, морские отложения: илы, суглинки, пески и галечники.

3. Каждый тип ландшафта имеет характерный только для него почвенный покров. В почвенном покрове плакорных участков на суглинистых отложениях под зональными трещиновато-бугорковатыми тундрами развивается комплекс тундровых перегнойно-глеевых и тундровых глеевых почв, на песчаных отложениях останцов морской террасы - тундровые подбуры. В заболоченных депрессиях тундр характерно наличие комплекса тундровых перегнойно-торфянисто-глеевых и торфяно-болотных почв. На пойменных ландшафтах в условиях низкой поймы формируются мерзлотные аллювиальные слоистые глееватые почвы, на средней - аллювиальные дерново-глеевые и на высокой - аллювиальные дерновые глеевые. По мере повышения рельефа пойменные почвы сменяются зональным комплексом тундровых глееватых и торфянистых почв. В низменных участках по краю морского берега в условиях периодического подтопления приливными и нагонными морским водами формируются мерзлотные маршевые почвы: примитивные, солончаки и дерново-глеевые. В аласах останцов Приморской равнины получили распространение тундровые аласные дерново-глееватые, тундровые аласные торфянисто-глееватые и тундровые аласные торфяные почвы заболоченных участков днища котловины, формирующиеся вложенными в друг на друга концентрическими кольцевыми ареалами.

4. Судя по мощности сезонного протаивания почв за лето, энергетика почвообразования в зоне тундры по сравнению с почвами северной тайги, не говоря о почвах умеренной зоны, имеет мизерный потенциал. Так, тундровые почвы на плакорах (за исключением подбуров на песках) к концу теплого периода протаивают на глубину до 0,3-0,4 м, что составляет около 2/3 мощности деятельного слоя лесных почв в зоне северной тайги. Почвы аласов тундровой зоны за лето протаивают на глубину 0,5-0,6 м, что также составляет около 2/3 глубины протаивания почв аласов Колымской низменности. Заметное снижение потенциала энергетики почв тундровой зоны по сравнению с северной тайгой еще более замедляет скорость протекания процессов почвообразования, снижает интенсивность круговорота веществ и энергии в ландшафтах. Как результат этого на всех элементах рельефа тундровой зоны формируются почвы с содержанием горизонтов, состоящих из растительных остатков, и сводится почти к нулю контрастность почв разных элементов ландшафтов по своему составу и свойствам.

5. В то время как строение, состав и свойства зональных, аллювиальных и маршевых почв дельты Лены характеризуются аналогичными в других регионах показателями, в почвах аласов отмечены присущие для почв термокарстовых котловин особенности. Прежде всего, это их полигенетическое морфологическое строение, связанное с влиянием аласного процесса. Как правило, эти почвы с поверхности содержат оторфяненные горизонты, а в нижней половине профиля включают погребенные горизонты озерно-болотного генезиса (горизонты Ы}). Как и в аласных почвах Центральной Якутии и северной тайги, в горизонтах ЬБ повышается содержание органического вещества. Гранулометрический состав минеральных горизонтов почв аласов дельты неоднороден как в пространстве, так и по профилю, и может быть объяснено также влиянием аласного процесса, а не воздействием элементарных почвенных процессов. Почвы аласов тундровой зоны не содержат значительного количества легкорастворимых веществ.

ГЛАВА 8. ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ АЛАСОВ В СЕЛЬСКОМ ХОЗЯЙСТВЕ

Аласные луга составляют значительную часть сенокосных и пастбищных угодий республики, занимая, например, на Лено-Амгинском междуречье до 50% площади естественных кормовых угодий. Замкнутость и ограниченность объема деятельного слоя аласов обусловливает их высокую чувствительность к колебаниям параметров экзогенных факторов и слабую устойчивость к любому воздействию (Десяткин, 1983в).

Высокая чувствительность аласов к колебаниям показателей экзогенных факторов приводит к быстрой динамике водности котловин и структуры аласных экосистем (Десяткин и др., 2001). Так, в период изучения площадь озера модельного аласа ИБПК СО РАН в зависимости от погодных условий колебалась до 192 раз (от 0,03 в засуху до 5,78 га во влажный год), площадь пояса влажных лугов - 11, настоящих лугов -более 3 и остепненных лугов - более 7 раз. Ярким показателем слабой устойчивости аласных экосистем выступает скачкообразная динамика продуктивности их лугов за очень короткий промежуток времени. Как видно на рис 3, общая продуктивность лугов аласа за изученный период колебалась от 34,4 до 362,2 центнеров, т.е. более чем 10 раз (Десяткин, Десяткина, 2000). Быстрая динамика продуктивности аласных лугов главный дестабилизирующий фактор устойчивого развития сельского хозяйства на таежно-аласных ландшафтах. Хозяйственная емкость 100 га аласных пастбищ в течение 11-летнего солнечного цикла для крупного рогатого скота в разные годы колебалась от 14 до 55, а для лошадей - от 10 до 42 голов. Емкость 100 га аласных сенокосов за этот же период варьировал от 13 до 65 голов КРС, т.е. для заготовки сена на зимовку 1 условной головы скота необходима в благоприятные годы 2, а в засушливые годы до 6-7 га сенокосов. Естественные колебания продуктивности аласных лугов в последние десятилетия усугубляются негативным влиянием человека на экологическое состояние таежно-аласных ландшафтов.

Естественное развитие таежно-аласных ландшафтов сохранялось до конца первой трети нашего тысячелетия. В то время вся Восточная Сибирь была заселена немногочисленными племенами эвенков, которые вели кочевой образ жизни, занимались охотой, рыболовством и оленеводством (Василевич, 1969). Аборигенные народы Сибири не наносили ощутимый урон живой природе, наибольшее их влияние на окружающую среду было связано с лесными пожарами.

Последующий период, включая наши дни, относится к антропогенному периоду развития таежно-аласных ландшафтов. В конце ХШ и в начале XIV веков в бассейн Лены началось проникновение скотоводов. Пришельцы произвели коренную перестройку хозяйственной жизни региона, организовали сенокосно-пастбищное хозяйство и заложили основу формирования уникального очага скотоводства в суровых условиях северо-востока Евразии (Гоголев, 1993). С появлением скотоводческой культуры и увеличением плотности населения значительно усиливается влияние человека на окружающую среду и распространяется не только на количественные показатели компонентов среды, но и на их качественные характеристики. Выпас вызывает изменение ботанического состава травостоя лугов, способствует выпадению из травостоя кормовых и однолетних трав, приводит к увеличению количества не поедаемых и ядовитых видов. Уплотнение почвы и разрушение дернины при выпасе способствуют к иссушению средневлажных и заболачивания переувлажненных почв. При сенокошении производится отчуждение большей части первичной продукции лугов и нарушается естественный круговорот веществ и энергии. Более масштабными стали лесные пожары, связанные с частыми палами, направленными на улучшение состояния и создание новых луговых угодий. Промежуток времени с ХШ-Х1У вв. до середины XVII века н.э. представляет собой начальный этап экстенсивного антропогенного пресса на аласно-таежные ландшафты.

В XVII столетие начинается этап усиленного экстенсивного антропогенного пресса на аласно-таежные ландшафты. Присоединение обширных территорий Сибири России привело к заметным сдвигам в структуре природной среды таежно-аласных ландшафтов. В результате хищнической охоты истощились природные запасы диких зверей, соболь оказался на грани исчезновения, не стало речного бобра (Дьяконов, 1990). Важнейшим результатом присоединения якутских земель в состав России стало распространение здесь земледельческой культуры (Сафронов, 1961). В начальном этапе становления земледельческой культуры доминировала двухпольная система, распашке подвергались незаливаемые луговые участки с наиболее плодородными почвами - высокие и наиболее теплые места речных долин и аласов. В конца XVIII - начала XIX вв. практикуется трехпольная система, направленная на снижение подверженности долинных и аласных земель к весенним и осенним заморозкам. Пашни все чаще стали возникать в результате применения подсечно-огневого метода расчистки древостоя посреди леса. В дореволюционное время расширение посевного клина шло достаточно медленными темпами, к 1913 году было 16 тыс. гектар пашни (Башарин, 1990).

Таким образом, формирование оседлой скотоводческой культуры с элементами земледелия на аласно-таежных ландшафтах к началу XX века обусловило проявление начальных форм антропогенной динамики структуры экосистем, выраженной в изменении ботанического состава лугов, нарушении естественного круговорота веществ и энергии, исчезновении некоторых представителей фауны и трансформации целинных и лесных участков в культурные земли.

В конце 20-ых годов XX столетия наступает техногенный этап освоения (табл.1). Начальный этап техногенного пресса характеризуется ускорением темпов развития сельскохозяйственного производства в результате национализации земель, создания колхозов на фоне механизации. Создание коллективных хозяйств вооруженных техникой ускорили темпы расширения посевной площади, которая в 1928 году достигла 26,1, к 1936 г. - 89,4 и к началу Великой отечественной войны -115,8 тысяч гектар. В довоенное время началась кампания поселкования, положившее начало процессу концентрации населения на локальных участках таежно-аласных ландшафтов.

Несмотря на быстрый рост сельскохозяйственного производства за этот период природная среда таежно-аласных ландшафтов не перетерпела сильной антропогенной трансформации, т.е. уровень воздействия производства не превышала емкость экосистем. В то время академик И.П. Герасимов, отмечая большое своеобразие таежно-аласных ландшафтов, писал: "Мы имеем здесь дело с псевдоравновесными системами, существующими в экстремальных (критических) условиях. Более того, мне представляется более правильным говорить об "экологической неравновесности" значительной части криоксерогенных ландшафтов Севера Сибири в отношении даже очень слабых антропогенных воздействий. Их последствия здесь, как правило, необратимы и опустошительны". Далее академик констатировал: "Совершенно бесценны и заслуживают всестороннего изучения те хозяйственные навыки и культурные традиции якутского и других малых народностей Севера, которые с глубоким пониманием столь замечательных особенностей природы своей территории заселили ее и всесторонне освоили. Используя уже в течение веков эти формы хозяйственной деятельности, они в то же время не наносили "незаживающих ран" природе территории, на которой они живут" (Герасимов, 1985, с. 175-176). Так, старейшина советских географов еще в начале 50-х годов оценил особенности природы региона и призвал к разумному отношению к этой легкоранимой среде. К сожалению, эти рекомендации не были учтены.

В 50-ые годы XX века наступил этап усиленного техногенного пресса продолжающийся до настоящего времени. На фоне значительного роста количества населения произошли коренные перемены в техническом обслуживании сельского хозяйства и интенсификации производства. Без учета экологической емкости таежно-аласных ландшафтов, осуществлена политика укрупнения предприятий, началось создание крупных сельских агломераций. Так, в одном из типичных районов региона, Мегино-Кангаласском, в 1939 году население было равномерно распределено по всей территории и проживало в 660 населенных пунктах. В 1959 здесь было уже 325 сел, а в конце 20 века всё население (более 33 тыс. чел.) сконцентрировалось в 36 поселках, представляющих собой сельские агломерации (Десяткин, 1996). Плотность населения в 10-километровом радиусе вокруг сельских агломераций составляет 30-40 чел/км . Это в десятки раз больше плотности населения по Центральной Якутии (0,8 чел/км ) и в сто с лишним раз - по республике (0,3 чел/км ). На севере Канады и Аляске плотность равная 0,03 считается самой оптимальной. Многократное превышение показателя оптимальной плотности населения увеличивает нагрузку на псевдоравновесные ландшафты.

Чрезмерное укрупнение населенных пунктов и перенаселение локальных территорий таежно-аласных ландшафтов сопровождались резким сокращением лесных территорий, которые в условиях засушливого климата выступают главным средообразующим фактором. Лесистость Центрально-якутской провинции сосново-лиственничной тайги составляет 72% (Леса., 1994). Лиственничные леса вокруг аласов имеют низкую продуктивность, небольшие запасы древесины и обладают низкими величинами и замедленным темпом потока веществ. За последние 30-40 лет на территории только Лено-Амгинского междуречья сухие низкопродуктивные леса сильно нарушены на площади (1,0-1,3)-106 га. С учетом площади гарей общая площадь сильно нарушенных лесов здесь оценивается (1,5-2,0)-106 га и составляет 24-32% общей лесопокрытой площади (Десяткин, 1998). Если учесть, что основные вырубки и раскорчевки ведутся внутри 20-км радиуса вокруг населенных пунктов, то наибольший пресс приходится лесам на 2,5-106 га (Десяткин, 1998). На этой территории, т.е. вокруг обжитых мест, происходит чрезмерное уничтожение лесного покрова.

Снижение лесистости способствует излишним потерям влаги. По наблюдениям профессора Л.К. Позднякова (1984), в Центральной Якутии с открытых пространств в виде полян за теплое время года испаряется до 197 мм влаги, тогда как рядом в лиственничном лесу расходуется всего 133 мм. По нашим наблюдениям, при годовой сумме осадков 250.300 мм на суммарное испарение с открытых пространств пашен и аласов затрачивается 260.365 мм влаги. Чрезмерное уничтожение леса и резкое увеличение суммарного испарения привели к изменению водного баланса таежно-аласных ландшафтов. Сократилось поступление влаги из-под тайги в аласы и долины таежных рек, климат региона стал более засушливым. Наблюдается тенденция увеличения интенсивности массового высыхания аласных озер, постоянный дефицит почвенной влаги приводит к снижению продуктивности лугов.

Мелиорация и химизация земель при интенсификации производства полностью нарушили естественный круговорот веществ и энергии. Земледелие приводит к более существенным изменениям таежно-аласных экосистем, чем скотоводство. Распашка почв, вырубки и раскорчевка лесов под пашни, строительство мелиоративных систем в корне изменили природные ландшафты. На обширных участках таежно-аласных ландшафтов созданы искусственные системы - агроценозы, поддерживаемые рядом агротехнических мероприятий: обработкой земли, мелиорацией, подбором культур, использованием удобрений и пестицидов, сбором урожая и т.д. Следствием создания культурных агроценозов стала деградация почв. В республике 53,9 тыс. га (45%) почв под пашнями засолены, в т.ч. 21,2 тыс. га в сильной степени и непригодны для выращивания каких-либо культур (О состоянии., 1998). 70,8% почв имеют щелочную (рН = 7,5-8,2) или сильнощелочную (рН > 8,2) реакцию почвенной среды. Высокая щелочность и участие в составе легкорастворимых веществ солей щелочноземельных элементов способствуют осолонцеванию почв и ухудшают агрофизические свойства. Динамика гумуса в почвах сельскохозяйственных угодий отрицательная, составляет 30-40% естественного содержания (О состоянии., 1999).

Отсутствие системы рационального использования биологических ресурсов привело к массовому истреблению и исчезновению охотничье-промысловых видов животных, а акклиматизация инорайонного вида -ондатры оказала пагубное влияние на аласные экосистемы. Новый вид полностью вытеснил из околоводных пространств аласов аборигенный вид фауны - водяную полевку, которая оказывала положительный эффект аласным экосистемам. В естественных условиях численность полевок на лугах в конце периода размножения достигал от 30 до 120 особей на гектар, составляя биомассу до 12 кг/га, на каждый гектар угодья насчитывался от 300 до 10 000 земляных выбросов (Соломонов, 1975, 1980). Норы роющих зверьков разрыхляют и перемешивают почву, открывают доступ водам атмосферных осадков в нижние горизонты, в несколько раз увеличивает аэрацию и водопроницаемость почв, и интенсивность ее увлажнения (Абатуров, 2000). Водяная полевка съедает за сутки от 65 до 150 г зеленого корма (Пешков, 1963; Соломонов, 1980), в зимнее время потребление пищи зверьками возрастает в 1,5-2 раза

Пантелеев, 1983). Во вторичную продукцию превращается небольшая доля поедаемого корма (около 5%), остальная часть возвращается в виде непереваренных остатков и экскрементов. Обогащенные органикой, биогенными макро- и микроэлементами, биологически активными веществами выбросы играют большую роль в биогеохимических процессах почвенных систем, выступают в роли агентов почвообразования. Улучшая водно-физические свойства, аэрацию и дренаж, перемешивания приповерхностные слои и удобряя своими экскрементами грунты, водяные полевки в конечном итоге ускоряли процессы разложения растительных остатков, минерализации органических веществ и формирование гумусового профиля почв. Биогеохимический вклад животных не ограничивался только повышением плодородия почв аласов, но распространялся через почвенную систему в поток энергии таежно-аласных экосистем.

Новый вид, вытеснив аборигена не только исключил его положительный эффект на экосистемы, но и оказал большое негативное влияние. Ондатра, устраивая норы по берегам аласных озер, способствует развитию линейной эрозии почв на поясе влажных и настоящих лугов шириной до 25-30 м. Смытый при этом почвенный материал аккумулируется в озера и способствует их обмелению. А оголение водной поверхности при уничтожении ондатрой прибрежно-водной растительности увеличивает физическое испарение с поверхности озера. По данным М.К. Гавриловой (1974) с открытой водной поверхности за лето испаряется 350-400 мм влаги, превышая 2-2,5 раза количество выпадающих осадков. Для формирования биомассы прибрежно-водная растительность потребляет за сезон до 150-200 мм влаги, т.е. на участках озер с хорошо развитым растительным покровом расход влаги сокращается вдвое. В результате вытеснения естественных мелиораторов-водяных полевок ондатрой почвы аласов чрезмерно уплотнены и недостаточно пористы, быстро теряют продуктивную влагу, что усиливает иссушение деятельного слоя аласов и ускоряет высыхание аласных озер, которые ведут к катастрофическому снижению продуктивности аласных экосистем и интенсивности круговорота веществ и энергии.

Неблагоприятную экологическую ситуацию таежно-аласных ландшафтов еще более усугубляет большая концентрация скота в сельских агломерациях. Бессистемный выпас с ранней весны до поздней осени в течение 145-165 дней привел к полной дигрессии пастбищ в радиусе 3-5 км вокруг сел. Растительность в таких условиях сильно сбита и представлена низкопродуктивными видами. В непосредственной близости поселков поверхность почвы пастбищ часто оголена, проективное покрытие растительности не превышает 40-50%. Из-за постоянного стравливания травостоя полный вегетационный цикл здесь проходят только сорняки с ускоренным жизненным циклом и высокой семенной продуктивностью. Продуктивность сильно сбитых пастбищ на сухих местах снижается до 4-х и более раз, на влажных - более 2-х раз. Серьезным вопросом выступает утилизация отходов животноводства, которые загрязняют поверхностные воды, способствуют эвтрофикацию озер.

Таким образом, в результате нерационального использования природной среды на этапе усиленного техногенного пресса появились антропогенные очаги деградации таежно-аласных ландшафтов (Десяткин, 1996, 2004, Desyatkin and others, 1995). Для снижения негативного влияния деградации окружающей среды на хозяйственную деятельность, а не для исправления допущенных ошибок и восстановления природной среды, в масштабах республики проводятся масштабные мероприятия. На основании экологического обоснования, выполненного Институтом биологических проблем криолитозоны СО РАН, построен крупный водовод с ежегодным объемом переброски 20 млн. м3 воды для водоснабжения засушливых территорий Лено-Амгинского междуречья из реки Лена. Для сохранения лесов ведется строительство магистрального газопровода через реку Лена в густонаселенные территории Центральной Якутии с протяженностью более 500 км. В начале летнего сезона для снижения отрицательного влияния засухи на сельскохозяйственные угодья таежно-аласных территорий Центральной Якутии в сильно засушливые 1995, 1996, 2002 и 2004 гг. проводилась искусственная интенсификация осадков (Artemiev, Desyatkin and others, 1996, Koloskov and others, 1999).

Для сохранения сельскохозяйственного производства на таежно-аласных ландшафтах необходимо приведение в соответствие масштабы антропогенного воздействия с экологической емкостью ландшафтов. Для этого требуется расселение избытка населения в другие еще неосвоенные территории. Для сохранения средообразующей функции тайги необходимо восстановление леса вокруг населенных пунктов. Таковы лишь основные черты требуемых мероприятий, направленных на экологическую оптимизацию густонаселенных территорий на таежно-аласных ландшафтах Центральной Якутии.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Во все времена существования Земли климат имел значительные ритмические колебания. Эволюция биосферы Земли и современные климатические условия обусловили широкое распространение на планете зоны многолетней мерзлоты. В плейстоцене усилилось похолодание в средних и высоких широтах, что способствовало неоднократному возникновению крупных континентальных оледенений и их наступлении в средние широты. Многолетнемерзлые породы занимают на Земле площадь л более 35 млн. км . На Северном полушарии площадь мерзлой зоны л оценивается в 22,35, в том числе в России - более 10 млн. км или около 60% территории страны. Значительный объем многолетнемерзлых пород занимают подземные льды, в т.ч. повторно-жильные, которые составляют до 50-60% объема пород ледового комплекса в умеренной зоне и до 8090% в Субарктических равнинах. Динамика глубины протаивания грунтов в ходе эволюции привело к таянию подземных льдов по всей криолитозоне Земли.

Термокарстовая деградация ледового комплекса равнинных территорий обусловила повсеместное развитие термокарстовых форм рельефа - аласов. На равнинах умеренной зоны Северного полушария термокарстовым процессом охвачено до 20-30%, на Приморских равнинах Ледовитого океана до 70% и более территории с ледовым комплексом. Аласные формы рельефа разновозрастны и очень разнообразны. Кроме современных аласных форм рельефа в зоне влияния четвертичных покровных ледников встречаются реликтовые термокарстовые формы рельефа в виде степных блюдец или подов в степной зоне.

Аласные котловины, будучи отрицательными формами рельефа, являются местными центрами аккумуляции и обладают определенным объемом геохимической и экологической емкости. В каждом котловинном аласе действует самостоятельный внутриаласный геохимический и биологический круговорот веществ и энергии. Цикличность климатических условий вызывает постоянные колебания водности аласов. В результате циклического усиления термокарста и за счет криогенного пучения грунтов при промерзании влагонасыщенных подозерных таликов аласные котловины находятся в постоянной динамике. Рост бугров пучения - булгунняхов вызывает перемещение центра аккумуляции котловин, в результате очередное озеро при наступлении влажного периода формируется уже на другом участке аласа, следовательно, динамика рельефа днища аласов сопровождается миграцией периодически появляющихся и высыхающих аласных озер.

Функционирование аласных котловин и их динамика, в совокупности слагающие эволюцию всего природного облика крупных территорий криолитозоны, рассматриваются нами как единый аласный процесс. Как ландшафтообразующий процесс — аласный процесс включает следующий элементарные процессы, как образование и исчезновение озер, полициклическое расширение и углубление котловин, перманентная динамика рельефа, формирование полигенетических почвообразующих пород и сильную дифференциацию аласных экосистем.

Наличие такого своеобразного процесса, как аласный, обусловливает особенности почвообразования в термокарстовых котловинах. В частности, под его влиянием почвообразование в аласах имеет две стадии развития — гидроморфную и ксероморфную. Внутри этих стадий, а также при их переходе друг в друга функционирование аласов способствует прохождению почвами фаз самостоятельного развития: озерной, болотной, луговой и остепненной. Причем озерная фаза развития в силу больших геохимических отличий подразделяется на две полуфазы: первая соответствует полноводному режиму озер, вторая — усыхающему.

Аласный процесс является движущей силой термокарстового седиментогенеза. Он включает в термокарстовое переотложение пород ледового комплекса и формирование своеобразных аласных отложений — субстрата, на котором образуются почвы. Эти отложения отличаются от всех известных в почвоведении почвообразующих пород. По своему строению они близки к аллювиальным отложениям, так как обе породы слоисты. Отличие их заключается в составе и мощности прослоек. Если в аллювиальных отложениях преимущественно развита тонкая слоистость, обусловленная величиной ежегодного наилка, то в аласных отложениях разнородные слои, слагающие профиль почвы, имеют гораздо большую мощность. Причем генезис каждой прослойки аласных отложений отличается от происхождения выше- или нижележащего слоя. Аласные отложения по составу близки к озерным отложениям, но отличаются от них своей многослоистостью, обусловленной большей динамичностью аласного процесса. Аласные отложения представляют собой сочетание очень разных по механическому составу осадков (пески, супеси, суглинки и т. д.) и органических озерных образований (илы, торф, сапропель), которые формируются в замкнутых котловинах. Эти отложения, как почвообразующие породы, отличаются от почвообразующих пород межаласья по механическому, химическому, минералогическому, криогенному и органическому составу. Аласные отложения - это по сути своей те же донные осадки первичных термокарстовых и вторичных озер аласов, генезис которых осложнен ритмикой осадконакопления связанной с периодическим их появлением и высыханием.

Аласные озера отличаются высокой степенью трофности. Ежегодно в водах мелководных озер продуцируется значительное количество бентоса, планктона и альгофлоры. Продуцированная в течение теплого периода года биомасса мелких организмов в зимнее время отмирает и выпадает в донные осадки озер, способствует накоплению в них органических и органо-минеральных отложений - сапропелей. В условиях господства замедленного водообмена и высокого уровня биопродуктивности бессточных аласных озер преимущественно формируются малозольные (биогенные) сапропели (ППП < 30%). Максимальные мощности органогенных отложений в наиболее долгоживущих озерах со стабильным водным режимом достигают 4,5-6,0 и более метров. В озерах с нестабильным режимом уровня воды, особенности биогеохимических условий способствуют накоплению минерально-органогенных или органо-минеральных отложений. При периодическом высыхании озер и формировании на их месте аласных почв, органогенные и органо-минеральные донные отложения играют определяющую роль в генезисе почв, не только обогащая их готовым органическим материалом, но и придавая им унаследованные от гидроморфной стадии развития состав и свойства.

Медленное высыхание озера сопровождается избыточным увлажнением выходящих из-под вод территорий и накоплением толщи слаборазложившихся растительных остатков - торфа. Торфообразование в аласах идет по схеме накопления низинных торфяников. Основными торфообразователями являются травянистые растения — гигрофиты. Мощность торфа в почвах аласов достигает 0,5-0,7 м, но в одном почвенном профиле их может быть несколько.

Таким образом, аласный процесс в период господства первой полуфазы гидроморфной стадии почвообразования способствует обогащению почвообразующих пород аласов органическим веществом лимнического происхождения. При последующем медленном обсыхании озерных ванн во второй полуфазе гидроморфной стадии на поверхности донных отложений накапливаются торфяные массы, которые еще больше повышают запасы органического вещества почвообразующих пород выходящих на дневную поверхность аласов. Многократная смена гидроморфной и ксероморфной стадий почвообразования в одних и тех же аласах приводит к формированию почвообразующих пород с полициклическим строением. После выхода озерных отложений на дневную поверхность начинается ксероморфная стадия развития почв аласов в условиях «нормального» функционирования широкого спектра элементарных почвообразующих процессов. В период ксероморфной стадии развития почв аласов в процессе почвообразования доминирующее влияние оказывают факторы климата, обеспечивающие энергетическую основу и интенсивность протекания элементарных процессов почвообразования, продуктивность растительной формации и определяющие направление и выраженность потоков круговорота веществ.

В условиях зоны многолетней мерзлоты интегральным показателем энергообеспеченности почвообразования выступает глубина сезонного протаивания или мощность деятельного слоя почвы. Как показывает группировки почв по сумме активных температур на таежно-аласных ландшафтах Центральной Якутии, почвы с низкой теплообеспеченностью (до 320°С) имеют глубину сезонного протаивания до 1,3-1,4, почвы с весьма слабой теплообеспеченностью (до 600-750 °С) - 1,3-1,7 и почвы со слабой теплообеспеченностью (до 800-1000 °С) - 2,8-3,2 метров. Сокращение мощности деятельного слоя почв свидетельствуют о снижении степени энергообеспеченности процессов почвообразования.

Наличие такого мощного фактора, как аласный процесс, приводит к быстрой динамике пространственной структуры и продуктивности лугов аласов. В зависимости от влагообеспеченности почв по мере удаления от центров увлажнения в аласах формируются пояса растительных группировок, представленные ассоциациями гидрофитов, гигрофитов, мезофитов и ксерофитов. Продуктивность пояса прибрежно-водной растительности при очень низком видовом разнообразии (4 вида травянистых растений) достигает 37-39 ц/га, влажных лугов (до 20 видов)

- 25-41, настоящих лугов (13 видов) - 40-43, остепненных лугов (28 видов)

- 13,2-17,1 и разнотравных лугов опушки леса (58 видов) - до 25-28 ц/га. В засушливый период площади достаточно и нормально увлажненных лугов аласов резко сокращаются, и общая продуктивность лугов снижается в 3-5 и более раз. В естественных условиях вся продукция травянистых растений вовлекался через почвообразование в внутриаласный круговорот веществ и энергии, в настоящее время значительная часть первичной продукции изымается человеком во время заготовки грубых кормов для скота.

Почвы аласов разнообразны по строению, составу и свойствам и относятся в соответствии с условиями увлажнения к разным типам.

Аласные болотные и заболоченные почвы под влажными лугами занимают самые пониженные участки аланов вокруг озер и временных водоемов. Они формируются на озерных органогенных отложениях. Эти почвы имеют нейтральную, или щелочную реакцию. Они, как правило, содержат больше (около 1%) водорастворимых солей, чем другие почвы, и являются солончаковыми и солончаковатыми. Засоление почв здесь обусловлено дополнительным поступлением солей с водами, мигрирующими с повышенных участков самого аласа. Аласные болотные почвы обладают высокой зольностью (около 30%), а заболоченные -различной степенью минерализации (от 25 до 60%). Данные почвы оттаивают на 45 - 50 (максимум на 80 - 85) см.

Аласные луговые почвы приурочены к нормально увлажненным участкам днищ котловин. Часто они эволюционируют из бывших гидроморфных почв, имеющих торфяные и сапропелевые горизонты. Иногда их возникновение может быть сопряжено с перерождением остепненных почв под влиянием усиления гидроморфности. Луговые почвы, образующиеся на гетерогенных озерно-аласных отложениях, засолены (0,2 - 1,0%), причем сильнее засолены почвы котловинных аласов и конечных аласов котловинно-долинных систем; почвы верхних аласов котловинно-долинных систем засолены слабо или вообще не засолены. Нижняя часть луговых почв оглеена.

Механический состав этих почв в суглинистых аласах более однородный, в супесчаных аласах он характеризуется сильной гетерогенностью. Дифференциация профиля их по содержанию основных компонентов валового состава обусловлена главным образом неоднородностью почвообразующих пород. Реакция луговых почв в котловинных аласах щелочная или сильнощелочная, в верхних аласах котловинно-долинных систем - нейтральная или слабощелочная. Содержание гумуса в этих почвах колеблется в широких пределах (5 -12%) и зависит от генезиса конкретных почв. В горизонтах органогенного озерно-болотного происхождения количество гумуса повсеместно повышается. Состав гумуса, в гумусово-аккумулятивном горизонте является фульватно-гуматным, ниже по профилю - фульватным. Емкость поглощения в органогенных горизонтах луговых почв очень высокая (до 130 мг экв/100 г), в минеральных она сильно снижается (в песчаных, например, до 8 мг экв на 100 г). Присутствие значительного количества поглощенного натрия в почвах котловинных аласов обусловливает формирование солонцов. Луговые почвы оттаивают до 1,5 - 2,0 м.

Аласные остепненные почвы развиваются на участках недостаточного увлажнения. По содержанию гумуса эти почвы следует подразделить на темно-серые остепненные (гумуса более 5%) и на серые остепненные (гумуса менее 5%). К темно-серым остепненным почвам, занимающим пониженное положение по рельефу, относятся почвы, недавно вышедшие из озерно-болотной фазы своего развития и формирующиеся под остепненными лугами. К серым остепненным почвам относятся почвы, образующиеся под луговыми степями на самых повышенных участках днища аласов и не претерпевающие резкой смены условий почвообразования.

Аласные остепненные почвы не имеют мощного гумусового горизонта, развитие последнего ограничивает присутствие многолетней мерзлоты, а также преобладание аласного аллохтонного водно-минерального питания. Именно эти условия исключают возможность почвообразования черноземного типа в аласах. Аласные остепненные почвы в отличие от других аласных почв содержат всегда меньше водорастворимых веществ; реакция их чаще нейтральная или слабощелочная, реже щелочная. Емкость поглощения несколько повышается (до 80 мг-экв на 100 г) в горизонтах органогенного происхождения. По содержанию поглощенного натрия среди этих почв встречаются солонцеватые и солонцовые почвы. Механический состав почв в суглинистых аласах более однородный, в супесчаных он характеризуется неоднородностью, обусловленной гетерогенностью почвообразующих пород. Миграция мельчайших частиц по профилю отсутствует, дифференциация по валовому составу обусловлена неоднородностью почвообразующих пород. Состав гумуса в гумусово-аккумулятивном горизонте фульватно-гуматный, ниже по профилю -фульватный; в верхнем метровом слое этих почв содержатся близкие по конденсированности гуминовые вещества. За лето остепненные, почвы оттаивают до 2,5 м и глубже.

Присутствие в профиле аласных почв поверхностных или погребенных органогенных горизонтов болотного (Т) и озерного (1ЛЭ) происхождения, обусловливающее сингенетическую дифференциацию профиля, способствует разрывы капилляров и придает почвам неблагоприятные водно-физические свойства. По этой причине даже при достаточной обеспеченности влагой надмерзлотных горизонтов верхняя половина профиля почв обычно испытывает резкий недостаток влаги. Это явление особенно заметно проявляется в луговых и остепненных почвах.

Неблагоприятные водно-физические свойства, обусловленные сингенетической дифференциацией аласных почв усугубляются высоким содержанием в составе обменных оснований поглощенного натрия. Это сказывается в формировании ряда отрицательных агрономических свойств, как высокая дисперсность и набухаемость, слабая водопроницаемость и низкая фильтрационная способность в минеральных горизонтах. Органогенные отложения в щелочной среде в присутствии поглощенного натрия также способны переходит в коллоидальный раствор, и вся почвенная масса в сухом состоянии превращается в сильно дисперсную систему, а в присутствии воды - в жидкую грязь. Отрицательными свойствами изученных почв еще выступает высокое содержание легкорастворимых солей. Процент токсичных солей во всех почвах колеблется от 5-6 до 45-65%. Отрицательное влияние засоленности почв в засушливые годы за счет повышения концентрации почвенных солей усиливается в несколько раз.

Все почвы содержат карбонаты. Их присутствие имеет двоякое влияние. Во-первых, высокое содержание карбонатов (выше 8%) оказывает связывающее действие на подвижные фосфоры и лимитирует доступность их растениями. С другой стороны, в условиях достаточного увлажнения углекислая известь переходя в бикарбонат кальция вступает в обмен с поглощенными почвой ионами натрия и магния и оказывает рассолонцовывающее влияние. При этом значительно снижается рН почвы и увеличивается отношение Са2+: Ка+ + что в комплексе благоприятно отражается на физико-химические свойства почв.

Еще первыми исследователями почв аласов А.А. Красюком (1927) и Е.И. Цыпленкиным (1946) было отмечено, что почвы аласов более гумусированы и обеспечены подвижными формами элементов питания, чем почвы долин и водоразделов. А.Д. Егоров и др. (1970) отмечают лучшую обеспеченность почв аласов рядом жизненно-важных для растений микроэлементов, чем почвы долин рек Лены и Амги. Еще в 1960 г. профессор А.Д. Егоров с этой позиции выделил аласные регионы как самостоятельные биогеохимические ландшафты, отличающиеся относительно высоким накоплением в растениях, почве и воде ряда физиологически важных элементов. Следовательно, почвы аласов при устранении некоторых их отрицательных свойств могут обладать высоким эффективным плодородием.

Аласное почвообразование имеет распространение по всей мерзлотной области и развивается в котловинных формах рельефа, образующихся за счет деградации грунтовых льдов. В термокарстовых котловинах зоны северной тайги и тундры почвообразование протекает под влиянием аласного процесса, который обусловливает сингенетическую дифференциацию профиля почв аласов всех зон. В то время как строение, состав и свойства зональных, аллювиальных почв северной тайги и тундры, а также маршевых почв характеризуются аналогичными в других регионах показателями, в почвах аласов этих регионов отмечены присущие для почв термокарстовых котловин особенности. Прежде всего, это их полигенетическое морфологическое строение, связанное с влиянием аласного процесса. Как правило, эти почвы с поверхности содержат оторфяненные горизонты, а в нижней половине профиля включают погребенные горизонты озерно-болотного генезиса (горизонты 1ЛЭ). Как и в аласных почвах Центральной Якутии и северной тайги, в горизонтах IX) повышается содержание органического вещества. Гранулометрический состав минеральных горизонтов почв аласов северной тайги и тундры неоднороден как в пространстве, так и по профилю, и может быть объяснено также влиянием аласного процесса, а не воздействием элементарных почвообразовательных процессов. Почвы аласов зоны северной тайги содержат значительное количество легкорастворимых веществ. При усилении обсыхания территории и увеличения мощности деятельного слоя почвы аласов зоны северной тайги могут испытать влияние избыточной аккумуляции водорастворимых солей.

Проведение сравнительной характеристики формирования почв в поймах рек, на побережье моря и в аласных котловинах позволило выявить специфику аллювиального, маршевого и аласного почвообразования. Специфика почвообразования на этих близких по генезису элементах рельефа Земли, где процессы формирования почв происходят при главенствующем участии поверхностных вод, особенно полно характеризуется при сопоставлении комплекса элементарных почвенных процессов. Так, экологические особенности почвообразования в поймах обусловливают формирование следующего комплекта господствующих элементарных почвенных процессов: на прирусловье - кольматаж и дерновый; в центральной пойме - кольматаж, гу му сообразован ие, олуговение с участием засоления, окарбоначивания и оглеения; в понижениях рельефа - кольматаж, торфообразование, оруденение и оглеение. Этим обусловлено развитие в поймах почв с полициклическим строением профиля с ограниченным участием почв с реликтовым профилем, формирующихся у подножий склонов и в депрессиях рельефа. В маршах южного побережья Ледовитого океана в почвообразовании принимает участие следующей комплект господствующих элементарных почвенных процессов: на самых молодых пониженных участках побережья

- кольматаж и засоление; в средней части побережья - кольматаж, дерновый, гумусообразование, олуговение с участием засоления, окарбоначивания и оглеения; на повышенных краевых участках побережья

- торфообразование и оглеение. Этим обусловлено развитие на маршах почв с нормальным строением профиля с ограниченным участием почв с реликтовым профилем, формирующихся при циклической трансгрессии и регрессии акватории с участием криогенных процессов.

В отличие от пойменных и маршевых земель в строении морфологического профиля почв термокарстовых котловин особую роль играет аласный процесс. Гидроморфная стадия сопровождается погребением ранее сформированных почв путем накопления терригенного материала и органогенных донных осадков озер. При наступлении ксероморфной стадии появляются различные пояса увлажнения с комплектом ведущих элементарных почвенных процессов. Так, для почв гидроморфного пояса характерны торфообразование, оглеение и засоление; в нормально увлажненных почвах - гумусообразование, засоление, окарбоначивание при участии ожелезнения и оглеения, и для :> ксероморфных почв - гумусообразование, выщелачивание (рассоление), осолодение и, частично, слитизация. Циклический метаморфизм развития почв аласов обусловливает развитие реликтового строения почвенного профиля с двумя-тремя погребенными горизонтами озерно-болотного происхождения.

По мере продвижения на север снижается поступление тепловой энергии, которая определяет напряженность процесса почвообразования. Судя по интегральному показателю энергообеспеченности почв, по мощности их сезонного протаивания за лето, энергетика почвообразования в зоне северной тайги по сравнению с почвами Центральной Якутии снижается в 2,5-3 раза, а в тундровой зоне 3-4,5 раза. Существенная разница энергетики почвообразования наблюдается между почвами северной тайги и тундры, где максимальная глубина сезонного протаивания составляет 2/3 мощности деятельного слоя почв северной тайги. Заметное снижение потенциала энергетики почв по мере продвижения на север приводит к замедлению скорости протекания процессов почвообразования, снижению интенсивности круговорота веществ и энергии в ландшафтах. Как результат этого на всех элементах рельефа зоны северной тайги и тундровой зоны формируются почвы с содержанием горизонтов, состоящих из растительных остатков, и сильно снижается контрастность почв разных элементов ландшафтов по своему составу и свойствам. Аласные местообитания на всех зонах являются более обеспеченными теплом территориями.

Проведенные нами исследования почв аласов показали, что в аласных котловинах развиваются своеобразные, имеющие полигенетический профиль почвы. Обобщение и анализ наколенного материала выявили специфику почвообразования в аласах (Десяткин, 1980а, 1981, 1984а, 1990, 1992а), обнаружено существование своеобразного аласного процесса, приводящего к формированию особых сложно профильных почв, не имеющих аналогов вне криолитозоны (Десяткин, 1984а, 1990, 1992а; Десяткин, Сотникова, 1982; Десяткин, Романов, 1989; Оезуа1кт, 1991, 1993). На основании больших отличий в генезисе, строении и составе почв термокарстовых котловин предлагалось в классификации почв выделить в особую группу - группу аласных почв (Десяткин, 1984а; Еловская, 1987). Место аласных почв в классификации пока трудно определить в силу их полигенетичности, в частности, в формировании их широкое участие принимают такие непочвенные образования, как гидрогенные породы, донные отложения, органогенные породы при активном участии криогенных процессов, т.е. с последующим образованием криолитов.

Вопросы охраны и рационального использования почвенных ресурсов замкнутых аласных экосистем должны рассматриваться в генетической связи с мониторингом окружающих их зональных пространств. Все мерзлотные ландшафты Центральной Якутии отличаются крайне низкой антропотолерантностью, складывающейся в условиях ультраконтинентального климата при циклически преобладающем остром дефиците гидроресурсов и постоянно слабой обеспеченности термическими ресурсами. При этих условиях установлено, что агробиоценозы, созданные человеком, отличаются от естественных сравнительно низким плодородием и характеризуются неустойчивым экологическим равновесием. Все это требует выработки научно обоснованного прогнозирования возможных экологических последствий «слепого» вторжения в замкнутые аласные экосистемы и ставит на повестку дня вопрос об оптимизации антропогенного воздействия. Прогрессирующее усиление последнего может вызвать деградацию таежно-аласных ландшафтов, что вызовет частичную или полную потери способности выполнять ресурсо- и средовоспроизводящие функции аласных ландшафтов.

Основы оптимизации антропогенного воздействия на замкнутые экосистемы включают широкий комплекс мероприятий, подразделяемых на два основных направления: разработка приемов рационального использования аласов; разработка природоохранительных мероприятий.

Приемы рационального использования аласов включают: а) стабилизацию водного режима наиболее крупных аласов путем поддержания относительно постоянного уровня их озер; б) борьбу за эффективное использование осадков зимнего периода; в) введение сенокосо- и пастбищеоборотов; г) введение дифференцированной уборки трав на разных поясах в засушливые годы.

Природоохранительные мероприятия предусматривают: а) сохранение и восстановление таежной растительности вокруг крупных аласов, имеющих большое значение в кормопроизводстве; б) предотвращение бессистемного выпаса, особенно в весеннее и осеннее время, когда почвы переувлажнены; в) соблюдение особой осторожности при использовании химических и биологических приемов поддержания и повышения плодородия почвы и уничтожения вредной энтомофауны. г) организация особо охраняемых природных территорий.

Кроме перечисленных основ оптимизации антропогенного воз действия, необходима разработка региональных предельно допустимых норм антропогенной нагрузки (концентрация производства, освоение новых площадей из-под тайги и т. д.).

Библиография Диссертация по биологии, доктора биологических наук, Десяткин, Роман Васильевич, Якутск

1. Аболин Р.И. Геоботаническое и почвенное описание Лено-Вилюйской равнины. — Л.: Изд-во АН СССР, 1929.—378 с. (Тр. Комис. по изучению ЯАССР. Т. 10).

2. Аверенский А.И., Десяткин Р.В. Мезофауна почв аласно-таежных экосистем Лено-Амгинского междуречья // Почвоведение, 1995, N 7. С. 850-855.

3. Алекин О.А.Б Семенов А.Д., Скопинцев Б.А. Руководство по химическому анализу вод суши. Л., Гидрометеоиздат, 1973. 260 с.

4. Александрова Л. Н. Органическое вещество почвы и процессы его трансформации. Л., 1980. 287 с.

5. Александровский А.Л. Эволюция почвенного покрова Русской равнины в голоцене / / Почвоведение, 1995, № 3, с. 290-297.

6. Александровский А.Л. Этапы и скорость развития почв в поймах рек центра Русской равнины/ /Почвоведение, 2004, № 11. С. 1285-1295.

7. Алексеев В.Р. Наледи и наледные процессы (вопросы терминологии и классификации). Новосибирск: Наука, 1978. - 188 с.

8. Алексеев M. Н. Стратиграфия континентальных неогеновых и четвертичных отложений Вилюйской впадины и долины нижнего течения реки Лены.—. Тр. геол. ин-та. М., 1961, вып. 51. 117 с.

9. Алиев С.А. Биоэнергетика органического вещества. — Баку: Элм, 1973.-66 с.

10. Анисимова Н. П. Состав водорастворимых солей многолетнемерзлых аллювиальных отложений Центральной Якутии. — В кн.: Почвы мерзлотной области. Якутск, 1969, с. 166—167.

11. Анисимова Н.П. Формирование химического состава подземных вод таликов (на примере Центральной Якутии). — М.: Наука, 1971;—195 с.

12. Анисимова Н.П. Криогидрогеохимические особенности мерзлотной зоны. —Новосибирск: Наука, 1981.— 152 с.

13. Антипов-Каратаев И. Н. Вопросы происхождения и географии распространения солонцов СССР. — В кн.: Мелиорация солонцов. М., 1953, с. 11—250.

14. Аринушкина Е.В. Руководство по химическому анализу почв. — М.: Изд-во МГУ, 1970. — 487 с.

15. Аристовская Т. Р. Микробиология подзолистых почв. M.-JL, 1965.187 с.

16. Аристовская Т.В. Микробиология процессов почвообразования — Л.: Наука, 1980. — 187с.

17. Аристовская Т. В., Кутузова Р. С. О микробиологических факторах мобилизации кремния из труднорастворимых природных соединений -Почвоведение, 1968, № 12, с. 59—65.

18. Арэ Ф. Э. Развитие термокарстовых озер в Центральной Якутии: Путеводитель 2- й Междунар. конф. по мерзлотовед., Якутск, 1973. 25 с.

19. Арэ Ф.Э. Субаквальная криолитозона Азиатской Арктики. В кн.: Труды Ш Международной конференции по мерзлотоведению. 1978. Эдмонтон, Альберта, Канада. Т.1. Оттава: 1978. - С. 336-341.

20. Арэ Ф.Э. Основы прогноза термоабразии берегов- Новосибирск: Наука, 1985.- 183 с.

21. Арэ Ф.Э., Балобаев В.Т., Босиков Н.П. Особенности переработки берегов термокарстовых озер Центральной Якутии // Озера криолитозоны Сибири.— Новосибирск: Наука, 1974.—С. 39—53.

22. Арэ Ф.Э., Григорьев М.Н., Рахольд Ф., Хуббертен Х.-В. Определение скорости отступания термоабразионных берегов по размерам термотеррас/ /Криосфера земли, 2004, т. VIII, № 3, с. 52-56.

23. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. Палеочерноземы Среднерусской лесостепи в позднем голоцене / / Почвоведение, 1994, № 5, с. 14-24.

24. Бабьева И. П., Зенова Г. М. Биология почв. М.: Изд-во МГУ, 1983.248 с.

25. Базилевич Н.И. Географические закономерности биологической продуктивности почвенно-растительных формаций Северной Евразии / / Почвоведение, 1993, № 10, с. 10-18.

26. Базилевич Н.И., Панкова Е.И. Опыт классификации почв по засолению/ /Почвоведение. 1968. №11. С. 3-16.

27. Бакулина Н.Т., Спектор В.Б., Новиков Н.И., Курчатова А.Н., Спектор

28. B.В. Разрез донных отложений оз. Малая Чабыда/ /Материалы межд. Конф. «озера холодных регионов», Часть 4, Вопросы палеоклиматологии, палеолимнологии и палеоэкологии. Якутск, Якутский госуниверситет им. М.К.Аммосова, 2000. - С. 29-41.

29. Баранова Ю. П: Геоморфологический очерк восточной части Колымской низменности.— В кн.: Матер, по геол. и полезн. ископ. Северо-Востока СССР. 1957, вып. 11, с. 208—223.

30. Баранова Ю.П., Бискэ С.Ф. Северо-Восток СССР: История развития релеьфа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1964. 289 с.

31. Берг JI. С. Проблема лёсса — Природа, 1927, № 6, с. 446—463. Бискэ С.Ф. Об условиях образования отложений четвертичных террас долины реки Лены между пос. Покровск и с. Жиганск // Четвертичная система и геоморфология Северо-Востока Сибири.—1964.—

32. C. 5—40. (Тр. ИГиГ. Вып. 8).

33. Благовидов JI. Л. Четвертичные отложения, климат и почвы бассейна р. Тюнга (Якутская АССР).—Тр. СОПС АН СССР. Сер. Якутская, М.,1935, вып. 18. 128 с.

34. Богушевский A.A. Мелиорации в зоне многолетней мерзлоты. М.: Колос, 1974. - 253 с.

35. Борзенкова И.И., Будыко М.И., Бютнер Э.К. и др., Антропогенные изменения климата / Под ред. М.И. Будыко, Ю.А. Израэля. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. -407 с.

36. Борисенков Е.П. Изменение климата и человек. М., 1990. 60 с.

37. Босиков НП. Стратиграфия донных отложений аласных озер Центральной Якутии//Сапропель в сельском хозяйстве. — Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1983.— С. 3—12.

38. Босиков Н. П. Эволюция аласов Центральной Якутии: Автореф. дис. канд. геогр. наук. Якутск, 1985. 22 с.

39. Босиков Н. П. Эволюция аласов Центральной Якутии. Якутск: ИМЗ СО РАН, 1991.- 128 с.

40. Босиков Н.П., Соколова В.А. Текстура донных отложений как показатель водности термокарстовых озер/ /Озера криолитозоны Сибири. Новосибирск: Наука, 1974, с. 33-39.

41. Будыко М. И. Эволюция биосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 488 с.

42. Браун Дж., Граве H.A. Нарушение поверхности и ее защита при освоении Севера. Новосибирск: Наука, 1981. - 88 с.

43. Васильев И.С. Закономерности сезонного протаивания грунтов в Восточной Якутии. Новосибирск: Наука, 1982. - 133 с.

44. Васильев И.С. Изменчивость мощности сезонно-талого и сезонно-мерзлого слоев Лено-Амгинского междуречья/ /Природные условия осваиваемых регионов Сибири. Якутск, 1987. - С. 65-77.

45. Васильевская В Д. Почвообразование в тундрах Средней Сибири. М.: Изд-во МГУ, 1980.235с.

46. Васильевская В. Д., Иванов В. В., Богатырев JI. Г. Почвы севера Западной Сибири. М.: Изд-во МГУ. 1986. 227 с.

47. Васильчук Ю.К. Южный предел ареала повторно-жильных льдов в Евразии/ /Криосфера земли, 2004, т. VIII, № 3, с. 34-51.

48. Величко A.A. Природный процесс в плейстоцене. М.: Наука, 1973.256 с.

49. Вернадский В.И. Биогеохимические очерки. 1922-1932 гг. M.-JL: изд-во АН СССР, 1940. 250 с.

50. Визе В. Ю. Климат Якутии. — В кн.: Якутия. JL, 1927 с. 241—274.

51. Виленский Д.Г. Почвы окской поймы, М.: Изд-во МГУ, 1955. 67 с.

52. Вильяме В. Р. Почвоведение. М., 1949. 471 с.

53. Вильяме В.Р. Избранные сочинения. Т. 1.— М.: Изд-во АН СССР, 1950.—790 с.

54. Водяная полевка: Образ вида. М.: Наука, 2001. - 527 с.

55. Волобуев В.Р. Введение в энергетику почвообразования. М.: Наука, 1974.- 128 с.

56. Втюрин Б. И. Генезис и классификация озер в бассейне р. Яны. — В кн.: Озера криолитозоны Сибири. Новосибирск, 1974, с. 7—17.

57. Втюрин Б.И. Подземные льды СССР.- М.: Наука, 1975. 214 с.

58. Высоцкий Г. Н. Гидрологические и геобиологические наблюдения в Великом Андоле. — Почвоведение, 1900, № 1, с. 22—39.

59. Высоцкий Г. Н. Глеи. — Почвоведение, 1905, № 4, с. 291—327.

60. Гаврилова М.К. Микроклимат и тепловой режим озера Тюнгюлю // Вопросы географии Якутии.—Якутск: Кн. изд-во, 1969.—Вып. 5.—С. 57— 72.

61. Гаврилова М. К. Климат Центральной Якутии. Якутск,, 1973. 120 с.

62. Гаврилова М.К. Современный климат и вечная мерзлота на континентах. Новосибирск: Наука, 1981. - 113 с.

63. Гаврилова М.К., Попов П.П. Микроклимат озер Центральной Якутии/ /Озера криолитозоны Сибири. Новосибирск: Наука, 1974. - С. 67-82.

64. Гаврильев П.П. Мелиорация мерзлотных земель в Якутии. -Новосибирск: Наука, 1991. 184 с.

65. Гаврил ьев П.П., Мандаров A.A. Лиманное орошение лугов Центральной Якутии. Новосибирск: Наука, 1976. - 165 с.

66. Гаврильев П. П. Тепловой режим лугов на мерзлых почвах в Центральной Якутии при лиманном орошении лугов. — Автореф. дис. .канд. геогр. наук. Л., 1970. 28 с.

67. Гаврильев П. П., Мандаров А. А. Лиманное орошение лугов в Центральной Якутии. Новосибирск, 1976. 163 с.

68. Гаджиев И.М. Эволюция почв южной тайги Западной Сибири. -Новосибирск: Наука, 1982. 279 с.

69. Гаджиев И.М., Дергачева М.И. Экспериментальное изучение эволюции почв // Почвоведение, 1995, № 3, с. 277-289.

70. Гедройц К. К. Учение о поглотительной способности почвы. Пг., 1922.,72 с.

71. Геннадиев А.Н. Почвы и время: модели развития. М.: Изд-во МГУ, 1990.-232 с.

72. Геннадиев А.Н., Пузанова Т.А. Эволюция почвенного покрова Западного Прикаспия в голоцене / / Почвоведение, 1994, № 2, с. 5-15.

73. Герасимов И. П. Абсолютный и относительный возраст почв.— Почвоведение, 1969, № 5, с. 27—32.

74. Герасимов И.П. Элементарные почвенные процессы как основа для генетической диагностики / / Почвоведение, 1973, № 3, с. 102-113.

75. Герасимов И.П. Опыт генетической диагностики почв СССР на основе элементарных почвенных процессов // Почвоведение, 1975, № 5, с. 3-9.

76. Герасимов И. П., Зонн С. В. Подзол и глей, лессиве, псевдоглей и псевдоподзол. — Почвоведение, 1971, № 8, с. 118—129.

77. Герасимов И. П., Марков К. К. Ледниковый период на территории СССР. — Тр. Ин-та геогр. М., 1939, т. 33. 462 с.

78. Геоморфология Восточной Якутии. Якутск: Кн. Изд-во, 1967. 375 с.

79. Глазовская М.А. Геохимические основы типологии и методики исследования природных ландшафтов. — М.: Изд-во МГУ; 1964.—230 с.

80. Глазовская М.А. Ландшафтно-геохимические системы и их устойчивость к техногенезу // Биохимические циклы в биосфере. — М.: Наука, 1976.—С.99—118.

81. Глинка К.Д. Почвы России и прилегающих стран. — М.; Пг.: Гос. изд-во, 1923.—348с.

82. Глинка К. Д. Почвоведение. М.-Л., 1931. 612 с.

83. Глинка К: Д. Очерк почв Якутии. — В кн.: Минералогия, генезис и география почв. М., 1978, с. 171—193.

84. Гоголева П. А. Классификация и краткая характеристика травяной растительности аласов Лено-Амгинского междуречья. — В кн.: Экология и ценология лугов Центральной Якутии. Якутск, 1978, с. 100—127.

85. Гордеев П.П. Древний и современный термокарст на Яно-Омолойском междуречье // Геокриологические исследования. Якутск: кн. изд-во, 1971.-С. 135-140.

86. Граве Н. А. Ископаемые льды водораздела Лены и Алдана. — Тр. Ин-та мерзлотоведения им. В. А. Обручева. М., 1944, т. 4. с. 10—32.

87. Градусов Б.П. Три генетические группы свойств почв как отражение эволюции биосферы и земной коры/ / Проблемы эволюции почв -Материалы IV Всероссийской конференции. Пущино, 2003. С. 17-22.

88. Григорьев А. А. Геология, рельеф и почвы северо-западной части Лено-Амгинского плато и Верхоянского хребта по данным экспедиции 1925г. — Матер. Комис. по изуч. ЯАССР, Л., вып. 4. 1926. 211 с.

89. Григорьев А. А. Вечная мерзлота и древнее оледенение. — В кн.: Вечная мерзлота. Л., 1930, с. 43—104.

90. Григорьев А. А. Об оледенении, территории Якутия в четвертичный период. — Тр. Комис. по изуч. четвертин, периода, М., »1932, т- 1, с. 31— 43.

91. Гришина Л.А. Гумусообразование и гумусное состояние почв.—М.: Изд-во МГУ, 1986.—244 с.

92. Губин C.B. Позднеплейстоценовое почвообразование на Приморских низменностях севера Якутии // Почвоведение, 1994, № 8, с. 5-14.

93. Губин C.B. Голоценовая история формирования почв на Приморских низменностях севера Якутии // Почвоведение, 2001, № 12, с. 1413-1420.

94. Дадыкин В. П. Особенности поведения растений на холодных почвах. М., 1952. 279 с.

95. Десяткин Р. В. Некоторые особенности почвообразования и характера . растительности аласов Лено-Амгинского междуречья, их рациональное использование и охрана. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1980,а, № 18, с. 72—79.

96. Десяткин P.B. Структура почвенного покрова аласов северной части Лено-Амгинского междуречья.- Ред.жур. «Вестник ЛГУ» деп. ВИНИТИ №3668-80, 1980.-30 с.

97. Десяткин Р. В. Содержание и состав гумуса в почвах аласов Лено-Амгинского междуречья. — Вести. Ленингр. ун-та; 1981, № 6, с. 75— 82.

98. Десяткин Р. В. О возрасте почв аласов Абалахской террасы. — В кн.: Тез. докл. IV республ. конф. молодых ученых и спец. Ч. III,-Якутск, 1982, с. 55—56.

99. Десяткин Р.В. Влияние термокарстовых озер на состав и свойства почв аласов // Вопросы рационального использования и охраны природных ресурсов разнотипных озер криолитозоны. Якутск: изд-во Якутского университета, 1983. С. 58-63.

100. Десяткин Р.В. Влияние термокарстовых озер на состав и свойства почв аласов // Вопросы рационального использования и охраны природных ресурсов разнотипных озер криолитозоны. Якутск, 1983. С. 58-63.

101. Десяткин Р.В. Генезис и состав засоления почв аласов Лено-Амгинского междуречья// Бюлл. научн.-техн. информ.: Биол. проблемы Севера. Якутск, 1983. С. 7-8.

102. Десяткин Р.В. К вопросу охраны замкнутых гетерогенных экосистем аласов Центральной Якутии // Там же. С. 9-10.

103. Десяткин Р.В. Сапропель в профиле аласных почв // Сапропель в сельском хозяйстве. Якутск: Изд-во ЯФ СО АН СССР, 1983. С. 76-85.

104. Десяткин Р.В. Почвы аласов: происхождение и особенности // Вклад молодых биол. Сибири в решении вопро. продовльственной прогр. и охраны окруж. среды. Улан-Удэ, 1984. С. 6.

105. Десяткин Р. В. Почвы аласов Лено-Амгинского междуречья. Якутск: ЯФ СО АН ССР. 1984. 168 с.

106. Десяткин P.B. Об оптимизации антропогенного воздействия на замкнутые геосистемы аласов Центральной Якутии // Тез. докл. V конф. молод, ученых. Якутск, 1984. С. 3-4.

107. Десяткин Р.В. Почвы и структура почвенного покрова аласов Лено-Амгинского междуречья Автореф. на соиск.канд.биол. наук, Москва, 1984. 16 с.

108. Десяткин Р.В. К вопросу эволюции почв аласов Центральной Якутии // История развития почв СССР в голоцене. Пущино, 1984. С. 116-117.

109. Десяткин Р.В. О почвах аласов Лено-Амгинского междуречья // Мерзлотные почвы Якутии и их использование. Якутск, 1984. С. 14-20.

110. Десяткин Р.В. Солонцовые комплексы криогенных почв котловинных аласов Центральной Якутии // Проблемы почвенного криогенеза. Сыктывкар, 1985. С. 22-23.

111. Десяткин Р.В. Природные условия // Растительный и животный мир дельты реки Лены. Якутск, 1985. С. 6-14.

112. Десяткин Р.В. Почвы // Растительный и животный мир дельты реки Лены. Якутск, 1985. С. 15-23.

113. Десяткин Р.В. Проблемы рационального использования аласов // Использование и охрана сельскохозяйственных ресурсов Якутии. Якутск, 1988. С. 18-28.

114. Десяткин Р.В. Динамика и метаморфизм СПП аласов Центральной Якутии // Бюллет. Почвенного ин-та им. В.В.Докучаева, М., 1988, N 47. С. 25-26.

115. Десяткин Р.В. (в соавторстве) Агропроизводственная группировка мерзлотных почв // Атлас сельского хозяйства Якутской АССР. М., 1989. С. 34.

116. Десяткин Р.В. Специфика почвообразования в аласах Почвоведение, 1990, N 12. С. 5-15.

117. Десяткин P.B. Сравнительная характеристика почвообразования в долинах рек и аласах Лено-Амгинского междуречья // Генезис и мелиорация почв Якутии. Якутск, 1991. С. 3-9.

118. Десяткин Р.В. Термокарстовый метаморфоз почвенного покрова криолитозоны // Криогенные почвы: влияние криогенеза на процессы и особенности почвообразования. Пущино, 1992. С. 22-23.

119. Десяткин Р.В. Сингенетическое засоление почв при термокарстовом аласообразовании Почвоведение, 1992, N 7. С. 106-113.

120. Десяткин Р.В. Засоление почв при аласообразовании/ /Закономерности развития и дифференциации мерзлотных ландшафтов. Якутск: ИМЗ СО РАН, 1993. - С. 53-65.

121. Десяткин Р.В. Эволюция почвенного покрова криолитозоны при термокрастовом аласообразовании // Структура почвенного покрова: Сб. докл. к Междунар. симп., Москва, 6-11 сент., 1993. М., 1993. - С. 214-217.

122. Десяткин Р.В. Почвы южной части дельты р.Лены/ /Почвы, растительный и животный мир Арктических районов Якутии (Дельта р.Лены). Якутск: ЯНЦ СО РАН, 1996. - С. 32-41.

123. Десяткин Р.В. О некоторых экологических проблемах сельскохозяйственного производства в Якутии/ /Проблемы экологии Якутии. Вып. 1. Биогеографические исследования. Якутск, 1996. С. 112123.

124. Десяткин Р.В. Нарушение водного баланса при антропогенной деградации таежно-аласных ландшафтов/ /Сибирский экологический журнал, №3-4, 1998. С. 269-273.

125. Десяткин Р.В. Роль саранчовых в биогеохимическом круговороте таежно-аласных ландшафтов/ / Тез. Докл. Ш съезда ДОП (11-15 июля 2000 г., Суздаль), М., 2000, Кн. 2. С. 74.

126. Десяткин P.B. Основные итоги изучения таежно-аласных экосистем/ / Институт биологических проблем криолитозоны 50 лет. Якутск: Изд-во ДНПО МНиПО РС(Я), 2002. - С. 67- 71.

127. Десяткин Р.В. Почвообразование в термокарстовых котловинах -аласах / / Сохраним планету Земля: Сборник докладов Международного экологического форума, 1-5 марта 2004; СПб, 2004. С. 397-400.

128. Десяткин Р.В. Полициклическое почвообразование в аласах криолитозоны/ /Почва национальное достояние России: Материалы IV съезда Докучаевского общества почвоведов. - Новосибирск: Наука-Центр, 2004. - Кн. 1. - 237 с.

129. Десяткин Р.В. Особенности почвообразования в долинах рек/ / Экологическая безопасность при разработке россыпных месторождений алмазов: Сборник научных трудов. Якутск, Сахаполиграфиздат, 2004. -119-126 с.

130. Десяткин Р. В., Алексеенко JI. Н. Рациональное использование лугов аласов Центральной Якутии —обязательный элемент их охраны и повышения продуктивности.—*В кн.: Тез. VII съезда Всесоюз. геогр. общества. JL, 1980, секция II, с. 91—94.

131. Десяткин Р.В., Десяткин А.Р. Влияние динамики структуры почвенного покрова на экзодинамические сукцессии в аласах/ /Теоретические и прикладные вопросы травосеяния в криолитозоне. 4.1. Докл. Междунар. Конф. 24-26 апреля 2001 г., Якутск, 2001. С. 86-97.

132. Десяткин Р.В., Десяткина Л.И. Динамика продуктивности аласных лугов/ / Проблемы северного земледелия: селекция, кормопроизводство, экология. Новосибирск: РАСХН, Сиб. Отд-ние, 2000. С. 157-163.

133. Десяткин Р.В., Еловская Л.Г., Петрова Е.И., Ахмадеева H.A. Почвы биосферного заповедника "Усть-Ленский"/ /Тез. докл. II съезда Российского об-ва почвоведов. С.-Петербург, кн. 2. -1996. - С. 42-43.

134. Десяткин Р.В., Еловская Л.Г., Петрова Е.И. Почвенные исследования в Якутии/ /Наука и образование, №2(6), 1997. С. 99-105.

135. Десяткин Р.В., Романов В.И. Почвы долины среднего течения реки Амги. Якутск, 1989. 120 с.

136. Десяткин Р.В., Семенова Т.Н., Слепцов В.И. Пространственная структура водообильности и температурный режим почв таежно-аласных ландшафтов/ /Климат и мерзлота: комплексные исследования в Якутии. — Якутск: Изд-во ИМЗ СО РАН, 2000. С. 114-122.

137. Десяткин Р.В., Семенова Т.Н., Слепцов В.И., Десяткин А.Р. Физические свойства мерзлотных аласных почв/ / Фундаментальные физические исследования в почвоведении и мелиорации. Труды Всероссийской конференции, 22-25 декабря, МГУ, 2003. С. 48-49.

138. Десяткин Р. В., Сотникова И. С. Об аласном типе почвообразования.— Вести. Ленингр. ун-та, 1982, № 24, с. 105—108.

139. Десяткин Р.В., Сотникова Н.С. К уточнению метода определения поглощенного натрия Почвоведение, 1982, N 2. С. 147-149.

140. Десяткин Р.В., Тетерина Л.В. Почвы дельты реки Лены // Генезис и мелиорация почв Якутии. Якутск, 1991. С. 55-66.

141. Десяткин Р.В., Шурдук И.Ф., Тарабукина В.Г., Пестерев А.Г. Лесной микроклимат и почвы/ / Лес и вечная мерзлота. Якутск: Изд-во Якутского ун-та, 2000 С. 33-37.

142. Джеррад А.Дж. Почвы и формы рельефа. Комплексное геоморфологическое почвенное исследование/Пер, с англ.—Л.: Недра, 1984.—208 с.

143. Джон Б. Планета Земля и холодные интервалы ее истории/ /В кн.: Зимы нашей планеты, М.: Мир, 1982а. С. 13-37.

144. Джон Б. Ледниковые периоды: поиск причин их установления / /В кн.: Зимы нашей планеты, М.: Мир, 19826. С. 38-74.

145. Джон Б. Ритм, причина и прогноз/ /В кн.: Зимы нашей планеты, М.: Мир, 19826.-С. 282-298.

146. Димо Н, А., Келлер Б. А. В области полупустыни, Саратов, 1907, 215с.

147. Димо В.Н. Физические свойства и элементы теплового режима мерзлотных лугово-лесных почв/ /Мерзлотные почвы и их режим. М.: Наука, 1964.-С. 100-158.

148. Димо В.Н. Тепловой режим почв СССР. М.: Колос, 1972. - 353 с. Димо В. Н. Физические параметры климата почв СССР, их классификация и количественная оценка/ /Почвоведение. - 1985. - № 7. -С. 36-44.

149. Добровольский В.В. О геохимической специфике почвообразования на морских и океанических островах и побережьях / / Почвоведение, 1991, № 4, с. 89-102.

150. Добровольский Г.В. Почвы речных пойм центра Русской равнины.— М.; Изд-во МГУ, 1968.—296 с.

151. Добровольский Г.В., Розов H.H., Урусевская И.С. Почвенно-географическое районирование СССР. Учебное пособие для высшей школы. Карта масштаба 1 : 8 ООО ООО., М.: ГУГК, 1980.

152. Добровольский Г.В. Никитин Е.Д. Функции почв в биосфере и экосистемах. М.: Наука, 1990. -260 с.

153. Докучаев В.В. Избранные сочинения, Т. 2.—М.; Сельхозгиз, 1949.—426 с.

154. Докучаев В. В. Избранные сочинения. Т. 3. М.-Л., 1949. 620 с. Доху наев В.Н. Корневая система растений в мерзлотных почвах Якутии. Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1988. - 176 с.

155. Дробов В.П. Краткий очерк растительности Ленско-Алданского плато.—Л.: Изд-во АН СССР, 1927.—60 с. (Матер, комис. по изучению ЯАССР. Вып. 8).

156. Дробов В. П. Краткий очерк растительности Лено-Алданского плато.— Матер. Комис. по изуч. ЯАССР. Л, 1927, вып. 8. 85 с.

157. Дугаров В.И., Куликов А.И. Агрофизические свойства мерзлотных почв. Новосибирск: Наука, 1990. - 254 с.

158. Дюшофур Ф: Основы почвоведения: Эволюция почв. М., 1970. 591 с.

159. Евдокимова Т.И. Почвенная съемка.—М.: Изд-во МГУ, 1980.—270 с.

160. Евсеев A.B. О голоценовых погребенных почвах севера Западной Сибири и начальном этапе почвообразования / / Почвоведение, 1991, № 1, с. 19-27.

161. Егоров А.Д., Немчинов А.Г. Материалы по гидрохимической характеристике водоемов Центральной Якутии // Материалы о природных условиях и сельском хозяйстве Центральной Якутии.—М.: Изд-во АН СССР, 1954.—С. 289—302.

162. Егоров А.Д., Григорьева Д.В., Курилюк Т.Т., Сазонов H.H. Микроэлементы в почвах и лугопастбищных растениях мерзлотных ландшафтов Якутии. Якутск, 1970.- 288 с.

163. Егорова Г.Н. Природные условия дельты реки Лены и севера Хараулахских гор в пределах проектируемого заповедника/Шрирода Якутии и ее охрана. Якутск: Кн. изд-во, 1965. - С. 174-189.

164. Еленевский P.A. Вопросы изучения и освоения пойм.—М.: Изд-во ВАСХНИЛ, 1936.—100с.

165. Еловская Л. Г. Химический состав некоторых кормовых растений Центральной Якутии в связи с почвенными условиями.—Автореф. дис. канд. с.-х. наук, Якутск, 1935. 21 с.

166. Еловская JI. Г. Влияние почвенных условий на химизм и питательную ценность кормовых растений Якутии.—В кн.: Матер, по почв, и- агрохим. исслед. .Якутии. М., 1958, вып. 5, с. 45—115.

167. Еловская Л. Г. Краткие итоги исследований почвенного покрова Якутии.— Тр. I- и Сибирск. конф. почвоведов. Красноярск, 1962, с. 61— 69.

168. Еловская Л. Г. Засоленные почвы Якутии.—Почвоведение, 1965, № 4, с. 28—33.

169. Еловская Л. Г. Генетические особенности и. режимы мерзлотных лугово-черноземных почв Якутии.— В кн.: Докл. сиб. почвоведов к IX Междунар. конгр. почвоведов. Новосибирск, 1968, с. 38—47.

170. Еловская Л.Г. Условия почвообразования и особенности тундровых почв Северо-Востока СССР // Почвенный криогенез и мелиорация мерзлотных почв. М.: Наука, 1975. - С. 29-32.

171. Еловская Л.Г. Классификация и диагностика мерзлотных почв Якутии. — Якутск, ЯФ СО АН СССР, 1987,— 172 с.

172. Еловская Л.Г., Коноровский А.К., Саввинов Д.Д. Мерзлотные засоленные почвы Центральной Якутии.—М.: Наука, 1966.—274 с.

173. Еловская Л. Г., Иванова Е. Н., Розов Н. И. Систематический список почв мерзлотно-таежной области.—В кн.: Почвы мерзлотной области. Якутск, 1969, с. 9—12.

174. Еловская Л. Г., Иванова Е. Н., Розов Н. И. К вопросу о классификации и систематики почв Якутии/ /Мерзлота и почва. Генезис, география и классификация мерзлотных почв. Якутск: Изд-во ЯФ СО АН СССР, 1973. С. 29-78.

175. Еловская Л. Г., Коноровский А. К. Районирование и мелиорация мерзлотных почв Якутии. Новосибирск, 1978. 175 с.

176. Еловская Л. Г., Петрова Е. И., Тетерина Л. В. Почвы Северной Якутии. Новосибирск, 1979. 303 с.

177. Еловская Л.Г., Петрова Е.И.Детерина Л.В.,Коноровский А.К., Десяткин Р.В. Агропроизводственные группы почв земледельческих районов Якутии // Тез. докл. X Всесоюзн. симпоз. биоло. проблемы Севера", Магадан, 1983. С. 248-249.

178. Еловская Л.Г, Петрова Е.И., Тетерина Л.В., Коноровский А.К., Десяткин Р.В. Агропроизводственная группировка земель Якутии // Мерзлотные почвы Якутии и их использование. Якутск, 1984. С. 34-49.

179. Еловская Л.Г., Десяткин Р.В. Сохранение почвенного разнообразия криолитозоны и Красная Книга почв/ / Почва национальное достояние России: Материалы IV съезда Докучаевского общества почвоведов. -Новосибирск: Наука-Центр, 2004. - Кн. 1. - 150-151 с.

180. Ершов Э.Д. Криолитогенез. М.: Недра, 1982. 211 с.

181. Ефимов А.И. Высыхание термокарстовых озер Центральной Якутии. Мерзлотоведение, 1946, т. 1, № 2. - С. 91-94.

182. Ефремова Т.Т. Почвообразование и диагностика торфяных почв болотных экосистем / / Почвоведение, 1992, № 12, с. 25-34.

183. Жирков И.И. О запасах и качестве сапропелевых месторождений разнотипных озер Центральной Якутии // Сапропель в сельском хозяйстве,— Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1983—С. 58—72.

184. Жирков И.И., Гаврильев К.Д., Дмитриева A.C., Дмитриев А.И., Иванов К.П., Сазонов H.H. Микроэлементы в илах и сапропелях озер Центральной Якутии// Сапропель в сельском хозяйстве.— Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1983—С. 12-30.

185. Жирков К.И. Озерные лечебные грязи/ /Материалы межд. Конф. «озера холодных регионов», Часть 1, Вопросы теории, методики, лимногенеза, классификации и районирования. Якутск, Якутский госуниверситет им. М.К.Аммосова, 2000. - С.77-84.

186. Завалишин A.A. Несколько наблюдений к познанию почв с близким глеевым горизонтом.—В кн.: Памяти К. Д. Глинки. Л., 1928, с. 45—90.

187. Зайдельман Ф. Р. Диагностика, общность и различия подзолистых и лессивированных почв, оглеенных подзолов, псевдоподзолов и псевдоглеев.— Почвоведение, 1970, № 12, с. 170—184.

188. Зайдельман Ф.Р. Подзоло- и глееобразования.—М.: Наука, 1974.—207 с.

189. Зайдельман Ф.Р. Глееобразование глобальный почвообразовательный процесс / /Почвоведение, 1994, № 4, с. 21-31.

190. Зайдельман Ф.Р., Болатбекова К.С. Влияние глееобразования на реологические свойства тяжелых почвообразующих пород Нечерноземной зоны РСФСР // Вестник МГУ.— 1984.— Сер. 17, № 2.— С. 48—54.

191. Зайдельман Ф. Р., Нарокова Р. П. Моделирование глееобразования на разных породах в условиях промывного и застойного режимов.— В кн.: Проблемы почвоведения. М., 1978, с. 79—86.

192. Зайдельман Ф.Р., Сороковникова В.А., Агарков В.А., Волкова Т.В., Шаповалов А.Д. Почвы осушенных аласов Чукотки, их мелиоративная и экологическая оценка / / Почвоведение, 1991, № 5, с. 84-94.

193. Залогин Б.С., Родионов Н. А. Устьевые области рек СССР. М.: Мысль, 1989.-312 с.

194. Захаров С. А. К вопросу о значении микро- и макрорельефа в подзолистой области.— Почвоведение, 1910, т. 12, № 4, с. 339—366.

195. Захаров С. А. Курс почвоведения. М., 1931. 550 с.

196. Зимовец Б.А. Опыт мелиорации солонцов и Канаде.- Почвоведение, 1984, №6.- С. 85-90.

197. Зольников В. Г. Рельеф и почвообразующие породы восточной половины Центральной Якутии.—В кн.: Матер, о природн. усл. и сельск. хоз-ве Центр. Якутии. М., 1954,а, вып. 4, с. 7—54.

198. Зольников В.Г. Почвы восточной половины Центральной Якутии, их использование // Материалы о природных условиях и сельском хозяйстве Центральной Якутии.—М.: Изд-во АН СССР, 1954—Вып. 4 —С. 55—222.

199. Зольников В. Г. Почвы.—В кн.: Якутия, М., 1965, с. 217—246.

200. Зольников В. Г., Еловская JI. Г. Тетерина JI. В., Черняк Е. И, Почвы бассейна р. Вилюй и их использование. М.,.1962. 204 с.

201. Зонн С. В. Буроземообразование, псевдоподэолообразование, подзолообразование.—Почвоведение, 1966, № 7, с, 5—14.

202. Зонн С. В. О процессах подзоло- и псевдоподзолообразование и проявление последнего в почвах СССР.— Почвоведение, 1969, № 3, с. 3— 10.

203. Зонн С. В, Генетические особенности буроземообразования и псевдооподзоливания,— В кн.: Буроземообразование и псевдооподзоливание в почвах Русской равнины. М., 1974, с. 9—81.

204. Зонн C.B. Развитие генетической диагностики почв на основе элементарных почвенных процессов / / Почвоведение, 1994, № 4, с. 12-20.

205. Иванов И.В. Развитие представлений об эволюции почв в Российском почвоведении / / Проблемы эволюции почв Материалы IV Всероссийской конференции. - Пущино, 2003. С. 5-10.

206. Иванов К.П. Сапропели озер Центральной Якутии (классификация, темпы седиментации, охрана, использование) // Автореферат канд. Дисс., Якутск, 1998.- 17 с.

207. Иванов М. С. Типы и фации термокарстовых отложений. Центральной Якутии.—В кн.: Проблемы изучения четвертичного периода. М., 1972, с. 83—88.

208. Иванов М. С. Криогенные текстуры термокарстовых отложений -показатель гидрологических особенностей термокарстовых котловин/ /Вопросы географии Якутии. Л.: Гидрометеоиздат, 1973. Вып. 6. С. 78-85.

209. Иванов М.С. Послойное определение льдистости пород и их картирование // Общее мерзлотоведение.— Новосибирск: Наука, 1978. С. 243—249.

210. Иванов М.С. Криогенное строение четвертичных отложений Лено-Алданской впадины.—Новосибирск; Наука, 1984.—126 с.

211. Иванова E.H. Систематика почв северной части европейской территории СССР // Почвоведение. 1956. - №1. - С. 70-88.

212. Иванова Е. Н. Почвы Центральной- Якутии.—Почвоведение, 1971, №9, с. 3—18.

213. Иванова Е. Н., Розов Н. Н. Систематика и номенклатура почв СССР.— В кн.: Генезис, классификация и картография почв СССР: Докл. к VIII Междунар. конгрессу почвоведов в Бухаресте. М., 1964, с. 7—19.

214. Изюменко С.С. Климатические условия // Ресурсы поверхностных вод СССР—Л.: Гидрометеоиздат, 1972 —Т. 17.— С. 22—23.

215. Информационный бюллетень о состоянии поверхностных вод бассейнов, водохозяйстенных систем и сооружений на территории Республики Саха (Якутия) за 2003 г. / М-во природных ресурсов Рос. Федерации. Якутск: Бичик, 2004. - 144 с.

216. Казурова .Н. С. Синоптические процессы Якутии в различные сезоны и их краткая характеристика.— В кн.: -Вопросы географии Якутии. Якутск, 1961, с. 19—26.

217. Каплина Т.Н., Ложкин A.B. Возраст аласных отложений Приморской низменности Якутии: радиоуглеродное обоснование/ /Изв. АН СССР, сер. геол., 1978, №2, с. 69-76.

218. Каплина Т.Н. Закономерности развития криолитогенеза в поздней кайназое на аккумулятивных равнинах Северо-востока Азии. Препринт, Якутск, 1987.-41 с.

219. Караваев М. Н. К вопросу о геоботаническом районировании таежной зоны Якутии.—Вестник МГУ, 1955, вып. 8, с. 109—115.

220. Караваева Н. А. Тундровые почвы Северной Якутии. М.: Наука. 1969. 206 с.

221. Караваева Н. А. Заболачивание и эволюция почв. М: Наука, 1982.296 с.

222. Карпачевский Л. О. Пестрота почвенного покрова в лесном биогеоценозе. М., 1977. 312 с.

223. Катасонов Е. М., Иванов М. С. Криолитология Центральной Якутии: Путеводитель 2-й Междунар. конф. по мерзлотоведению. Якутск, 1973. 37 с.

224. Качурин С. П. Вечная мерзлота и рельеф на Лено-Вилюйском водоразделе.— В кн.: Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике. М., 1950, вып. 2, с. 71—98.

225. Качурин С. П. Термокарст на территории СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1961.291 с.

226. Кельчевская Л.С. Методы обработки наблюдений вагроклиматологии: Методическое пособие. Л.: Гидрометеоиздат, 1971. -209 с.

227. Ковда В.А. Процессы почвообразования в дельтах и поймах рек континентальных областей/УПроблемы советского почвоведения.—М.; Изд-во АН СССР, 1946.

228. Ковда В.А. Основы учения о почвах. Т. 2.—М.; Наука, 1973.—467 с.

229. Ковда В.АВ. Живое вещество, биосфера и почвенный покров / / Почвоведение, 1991, № 6, с. 5-14.

230. Колпаков В.8. Условия распространения и залегания едомной свиты//Мерзлотно-геологические процессы и палеогеография низменностей Северо-Востока Азии. — Магадан: ДВНЦ, 1982.—С. 22— 29.

231. Колпаков В.В. Эоловые четвертичные отложения Приленской Якутии // Бюл. комиссии по изучению четвертич. периода.—М.: Наука, 1983.—№92.—С. 121—131.

232. Коноровский А.К., Десяткин Р.В. Черноземы Якутии/ / Тез. докл. Научн. конф. посвящ. 100-летию плана В.В.Докучаева по борьбе с засухой и преобразованием степей России, Абакан, 4-6 авг. 1992, Кн. 2. -Новосибриск, 1992, С. 9-11.

233. Козырева М. Г. Изучение возраста и генезиса современных почв радиоуглеродным .методом.—Автореф. дис. канд. геогр. наук. Л., 1975. 25 с.

234. Комплексная мелиорация солонцовых т солончаковых почв при орошении. М.: Агропромиздат, 1985. 136 с.

235. Кононов К. Е. Экологические факторы формирования и развития луговых ценозов поймы реки Лены.— В кн.: Экология и ценология лугов Центральной Якутии. Якутск, 1978, с. 7—37.

236. Кононов К. Е., Гоголева П. А., Бурцева Е. И. Сенокосы и пастбища Центральной Якутии. Якутск, 1979. 160 с.

237. Кононов К. Е. Луга поймы реки Лены (эколого-фитоценотический анализ). Якутск: Кн. изд-во, 1982. 216 с.

238. Кононова М. М. Органическое вещество почвы. М., 1963. 314 с.

239. Коноровский А.К. Режимы мерзлотных пойменных почв долины Лены.— Новосибирск: Наука, 1974.— 168 с.

240. Коноровский А. К- Влияние промерзания на некоторые свойства мерзлотных почв.— В кн.: Почвенный криогенез и мелиорация мерзлотных и холодных почв, М., 1975, с. 198— 201.

241. Коржуев С.С. Геоморфология долины средней Лены и прилегающих районов.—М.: Изд-во АН СССР, 1959.— 150 с.

242. Коржуев С.С. Рельеф и геологическое строение//Якутия.—М.: Изд-во АН СССР, 1965—С. 29—114.

243. Коржуев С.С. Воды // Там же.— С. 164—216.

244. Корсунов В.М. Автоморфное почвообразование в системе возвышенностей и кряжей восточного и юго-восточного окаймлений Западно-Сибирской равнины / /.Автореф. дис. докт. биол. наук. Новосибирск, 1984. — 48 с.

245. Корсунов В.М., Красеха E.H., Ральдин Б.Б. Методология почвенных эколого-географических исследований и картографии почв. Улан-Удэ: изд-во БНЦ СО РАН, 2002. - 233 с.

246. Красюк A.A. (при участии Г. Н. Огнева). Почвы Лено-Амгинского водораздела.—Л.: Изд-во АН СССР, (Матер, комис. по изучению ЯАССР. Вып. 6.). 1927.—176 с.

247. Крупеников И.А. История почвоведения (От времени его зарождения до наших дней).—М.: Наука, 1981.—327 с.

248. Куваев В. Б. Растительность Восточного Верхоянья. В кн.: Растительность Крайнего Севера СССР и ее освоение. М-Л., 1956, вып. 2, с. 132—186.

249. Куваев В.Б., Самарин В.П. Добуны р. Амги, их почвы, растительность и происхождение // Бюл. МОИП. Отд. биол.— 1964.— Т. 69.—С. 98—109.

250. Кудрявцев В.А. О термокарсте. В кн.: Вопросы физической географии полярных стран. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1958. - С. 101-106.

251. Кудрявцев В.А., Кондратьева К.А., Романовский H.H. Зональные и региональные закономерности формирования криолитозоны СССР. В кн.: Труды Ш Международной конференции по мерзлотоведению. 1978. Эдмонтон, Альберта, Канада. Т.1. Оттава: 1978. - С. 419-426.

252. Кузнецова Т. П. Криолитогенез Центральной Якутии.—Автореф. дис. ;канд. геогр. наук. М., 1974. 19с.

253. Кузнецова Т. С. Фитоценотическая структура кедровников Западного Саяна. Автореф. дис. канд. с.-х. наук. Красноярск, 1966. 21 с.

254. Куницкий В.В. Криолитология низовья Лены. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО АН СССР, 1989. - 164 с.

255. Кутузова Р. С. Возможные пути выветривания минералов в щелочных почвах.—Почвоведение, 1973, № 2, с. 135—140.

256. Куликов А.И. Тепловые условия лугово-черноземных мерзлотных почв северо-востока Бурятии/ /Генезис и плодородие почв Западного Забайкалья. Улан-Удэ, 1983. - С 45-63.

257. Куликов А.И, Основные особенности внутри почвенного теплообмена в мерзлотных почвах/ /Докл. ВАСХНИЛ 1985 - №1. - С. 1315.

258. Куликов А.И., Панфилов В.П., Дугаров В.И. Физические свойства и режимы лугово-черноземных мерзлотных почв Бурятии. Новосибирск: Наука, 1986,- 136 с.

259. Куликов А.И., Дугаров В.И., Корсунов В.М. Мерзлотные почвы: экология, теплоэнергетика и прогноз продуктивности. Улан-Удэ: БНЦ СО РАН. 1997.-312 с.

260. Куликов А.И., Дугаров В.И. Теплооборот в почвах и его составляющие/ /Почвоведение. 1987. - №7. - С. 54-62.

261. Куст Г.С. О постгидроморфной эволюции почвенного покрова вводно-аккумулятивных равнин засушливых территорий / / Почвоведение, 1994, №2, с. 16-29.

262. Лаврушин Ю.А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений // Труды геол. ин-та АН СССР, 1963.—Вып. 87—265 с.

263. Лебедева И.И., Тонконогов В.Д. Отражение эволюции ландшафтов в текстурно-дифференцированных почвах северной Евразии/ / Проблемы эволюции почв Материалы IV Всероссийской конференции. - Пущино, 2003. С. 11-17.

264. Леса среднетаежной подзоны Якутии/ /П.А. Тимофеев, А.П. Исаев, И.П. Щербаков и др. Отв. Редактор Р.В.Десяткин. - Якутск: ЯНЦ СО РАН, 1994. - 140 с.

265. Ливеровский Ю. Л. Проблемы генезиса и географии почв. М.: Наука. 1987. 248 с.

266. Ломаченков B.C. Новейшие тектонические структуры в современном рельефе Яно-Индигирской низменности и прилегающего рельефа. Ы кн.: Антропогеновый период в Арктике и Субарктике. М.: Недра, 1965. С. 346349.

267. Макаров Д.С. Народная мудрость: знания и представления.—Якутск: Кн. изд-во, 1983.—120 с.

268. Макеев О. В. Проблемы почвенного криогенеза/УПочвенный криогенез. М.: Наука. 1974. С. 7-17.

269. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне.—М.: Изд-во АН СССР, 1955.—347 с.

270. Мандаров А. А. Исследование водно-теплового режима, сезонно-протаивающих почв при лиманном орошении лугов в Центральной Якутии. Автореф. дис. канд. техн. наук. Якутск, 1972. 26 с.

271. Матвеев И. А. Эффективность интенсификации сельского хозяйства Якутии. М., 1981. 128 с.

272. Мерзлотные ландшафты Якутии (Пояснительная записка к «Мерзлотно-ландшафтной карте Якутской АССР масштаба 1:2500000) / Федоров А.И. и др. Новоисбирск: ГТУК, 1989. 169 с.

273. Миддендорф А. Ф. Путешествие на север и восток Сибири. СПб., 1862, вып. 3.758 с.

274. Мильков Ф.Н. Воздействие рельефа на растительность и животный мир. М.: Географгиз, 1953.—164 с.

275. Мокшанцев К. Б., Горнштейн Д. К. Гудков А. А., Гусев Г. С., Деньгин Э. В., Штех, Г. И. Глубинное строение восточной части Сибирской платформы и прилегающих складчатых сооружений Верхояно-Чукотской области. М., 1968. 172 с.

276. Муха В.Д., Васильева Л.И., Куныкович М.Б., Мусса К.Ф. О малонатриевой солонцеватости почв.- Почвоведение.- 1984.- №2.- С. 77-81.

277. Мухин Н.И. Значение различных генетических типов подземного льда для образования термокарстовых озер на территории Яно-Индигирской низменности. В кн.: Озера криолитозоны Сибири. Новосибирск: Наука, 1974. - С. 26-32.

278. Мюллер Г., Ирион Г., Ферстнер У. Современное образование и диагенез неорганических Са — Mg карбонатов в озерных условиях. «I Междунар: геохим. конгресс», т. 4, кн. 1, М., 1973, с. 496—516.

279. Мярикянов М.И., Егоровав М.С., Кормухина И.В., Попов A.M. Биохимическая ценность сапропелей озер Якутии // Сапропель в сельском хозяйстве.—Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1983. — С. 49-57.

280. Наумов Е.М. Почвы и почвенный покров Северо-Востока Евразии / / Автореф. дис. докт. сельскохоз. наук. М., 1993. — 63 с.

281. Научно-прикладной справочник по климату СССР. Вып. 24. Якутская АССР, кн. 1. JL: Гидрометеоиздат, 1989. - 607 с.

282. Недригайлов С. Н. Лесные ресурсы и лесная хозяйственная деятельность Якутии.— В кн.: Якутия. Л„ 1927, с. 517—574.

283. Немчинов А.Г. О периодических колебаниях уровня озер Центральной Якутии/ /Научные сообщения Якутского филиала АН СССР. Вып. 1.,Якутск, 1958.-С. 30-37.

284. Некрасов И. А. Криолитозона Северо-Востока и юга Сибири и закономерности ее развития. Якутск, 1976. 246 с.

285. Неуструев, С. С. Почвы и циклы эрозии.—В кн.: Генезис и география почв. М., 1977,а, с. 129—141.

286. Неуструев С. С. Почвенная гипотеза лёссообразования,—В кн.: Генезис и география почв. М., 1977,6, .с. 142—148.

287. Огнев Г.Н. Геологические наблюдения на Ленско-Амгинском водоразделе.— Л.: Изд-во АН СССР, 1927.—72 с. (Матер, комис. по изучению ЯАССР. Вып. 22).

288. Оловянникова И.Н. Влияние вязового насаждения на гидрологический режим почв падин полупустыни Северного Прикаспия/ /Почвовдение, 1991, № 7. С. 116-126.

289. Определитель высших растений Якутии /Под ред. А. И. Толмачева, Новосибирск, 1974. 543 с.

290. Орлов Д.С. Кинетическая теория гумификации и схема вероятного строения гуминовых кислот//Биол. науки.—1977.—№9.—С. 5—16.

291. Остроумов В.Е., Макеев О.В. Температурное поле: закономерности развития и почвообразующая роль. -М.: Наука, 1985. 192 с.

292. Павлов A.B. Теплобмен почвы с атмосферой в северных и умеренных широтах СССР. Якутск: Якут. Кн. Изд-во, 1975. - 302 с.

293. Павлов A.B. Энергообмен в ландшафтной сфере Земли. -Новосибирск: Наука, 1984. 256 с.

294. Пак К.П. Солонцы СССР и пути повышения их плодородия. М., 1975.-384 с.

295. Панкратова В.Я. Личинки и куколки комаров подсемейства Orthocladinea. Л., Наука, 1970. 343 с.

296. Панов Н.П. Генезис малонатриевых солонцов.- В кн.: Соврем.почвенные процессы. М., 1974.- С. 18-40.

297. Пекарский Э. К. Словарь якутского языка. Т. 1, вып. 1—4. М.: Изд-во АН СССР, 1958. 1279 с.

298. Перельман А.И. Геохимия.—М.: Высшая школа, 1979.—423 с.

299. Пермякова А. А. Растительность аласов Сунтарского района Якутской АССР/ / Материалы по растительности Якутии/ Сб. статей, Л.: Изд-во АН СССР, 1961. С. 21-57.

300. Пермякова А. А. Растительность аласов Якутии. Автореф. дис,. канд. биол. наук. Свердловск, 1962. 16 с.

301. Петрова Е. И. Почвы Южной Якутии. Якутск, 1971. 167 с.

302. ГКдогшчко И.Г. Про походженния степових блюдець. «Журнал геолого-географичного цикул», Кшв, 1932, № 3.

303. Поддубная T.JL Зообентос В кн.: Рыбинское водохранилище. JL, Наука, 1972, с. 193-209.

304. Полынов Б.Б. Аллювиальные лочвы и их место в классификации // Почвоведение.— 1909.—Т. 11, № 1.—С. 1—15.

305. Полупан Н.И. Почвы подов юга Украины, их генезис, агрохимические свойства и пути рационального использования. Автореф. Дисс. На соискание уч. Ст. канд.с.-х. наук, Харьков, 1968. - 23 с.

306. Пономарева В. В. Теория подзолообразовательного процесса. JL, 1964 377 с.

307. Пономарева В. В. Некоторые особенности почвообразования на о. Сахалин и вопросы экологии луговых трав.—Почвоведение, 1971, № 10, с. 18—29.

308. Пономарева В. В. Водно-почвённо-экологическая характеристика некоторых типов растительности: леса, луга, компонентов лесостепи.— Экология, 1972, №. 6, с. 35— 47.

309. Пономарева В. В. Биогеохимическая сущность подзолообразовательного процесса.—Тр. X Междунар. конгр. почвоведов, 1974, т. 6, с. 118—124.

310. Пономарева В. В. Рожнова Т. А., Сотникова Н. С. Водная миграция элементов в лесных подзолистых почвах и ее соотношение с поступлением элементов из атмосферы.—В кн.: Химия, генезис и картография почв.М., 1968, с. 67—72.

311. Пономарева В. В., Сотникова Н. С. Закономерности процессов миграции и аккумуляции элементов в подзолистых почвах.— В кн.: Биохимические процессы в подзолистых почвах. JL, 1972, с. 6—55.

312. Пономарева В. В., Плотникова Т. А. Гумус и почвообразование. JL, 1980. 221 с.

313. Попов А.И. Вечная мерзлота в Западной Сибири. М.: Изд-во АН СССР, 1953.228 с.

314. Попов А. И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). М.: Изд-во МГУ, 1967.304 с.

315. Порядин В.М. Гидротермический режим орошаемого мерзлотного чернозема под посевами кормовых культур,- Дисс.канд.биол наук, Якутск, 1984. 159 с.

316. Почвенно-географическое районирование СССР (в связи с сельскохозяйственным использованием земель). М., 1962. 422 с.

317. Пузанова Т.А., Геннадиев А.Н. Трансформация почв береговой зоны Калмыкии в условиях подъема уровня Каспийского моря / / Почвоведение, 2000, № 3, с. 288-296.

318. Пшенникова Е.В. Водросли аласов Лено-Амгинского междуречья. -Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. биол. наук. Новосибирск, 1994. -17 с.

319. Работнов Т.А. Природные условия сельского хозяйства долины р. Амги//Природные ресурсы Южной Якутии в связи с социалистической реконструкцией сельского хозяйства.—М.; Л.: Сельхозгиз, 1933.—С. 80— 132.

320. Работнов Т. А. За улучшение лугов Центральной Якутии.— Советское краеведение, 1935, № 8, с. 2—45.

321. Работнов Т. А. О степях Центральной Якутии.—Природа, 1945, № 2, с. 35—36.

322. Равский Э.И. Осадконакопление и климаты внутренней Азии в антропогене. М.: Наука, 1972. 280 с.

323. Разрез новейших отложений Мамонтова гора/ А. К. Агаджанян, Т. Д. Боярская, Н. И. Глушанкова и др. М., 1973. 198 с.

324. Рейнтам JT. Ю. Буроземообразование и псевдооподзоливание в почвах Эстонской ССР.— В кн.: Буроземообразование и псевдооподзоливание в почвах Русской равнины.М., 1974, с. 118—161.

325. Ремезов Н. П. Итоги изучения взаимодействия дубового леса с почвой.— Тр. Воронежск. гос. заповедника, 1961, вып. 13 , с. 9—53.

326. Роде А. А. Подзолообразовательный процесс. М., 1937. 454 с.

327. Роде А. А. К вопросу об оподзоливании и лессиваже.— Почвоведение, 1967, № 7, с. 9—23.

328. Роде А. Л. Вопросы водного режима ночи. Л.: Гидрометеоиздат, 1978.212 с.

329. Роде А, А., Смирнов В. Н. Почвоведение. М.; 1972. 480 с.

330. Романовский H.H. К теории термокарста. Вестн. МГУ. Сер. Геол., 1977, № 1.с. 65-71.

331. Романовский H.H., Холодов А.Л., Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Хуббертен Г.В., Кассенс X. Мощность мерзлых толщ восточной части шельфа моря Лаптевых./ /Криосфера Земли, т.Ш, № 2, с. 22-32.

332. Рубилин Е. В., Козырева М. Г. О возрасте русского чернозема.— Почвоведение, 1974, № 7, с. 16—26.

333. Русаков A.B., Керзум П.П., Матинян H.H. Карбонатные лёссовидные суглинки центра Русской равнины и эволюция почвенного покрова в позднем плейстоцене и голоцене / / Почвоведение, 2000, № 8, с. 917-926.

334. Русанов Б. С., Бороденкова 3. Ф., Гончаров В. Ф. Гриненко О. В., Лазарев П. А. Геоморфология Восточной Якутии. Якутск, 1967. 367 с.

335. Саввинов Д. Д. Гидротермический режим почв в зоне многолетней мерзлоты. Новосибирск, 1976. 254 с.

336. Саввинов Д. Д. Об устойчивости мерзлотных биогеоценозов к антропогенному воздействию.— География и природные ресурсы, 1981, № 3, с. 124—126.

337. Самойлов В.И. Устья рек. М.: Географгиз, 1952. - 527 с.

338. Самойлова Е. М. Динамика разложения опада лиственных пород.— Тр. Воронежск. гос. заповедника, 1961, вып. 13, с. 89—102.

339. Самойлова Е. М. О влиянии липы на лесорастительные свойства почвы.—Почвоведение, 1962, № 3, с. 96—104.

340. Семенова Т.Н. Агроклиматические условия произрастания луговых трав Якутии. Якутск: ЯНЦ СО РАН, 1992. - 88 с.

341. Семенова Т.Н., Десяткин Р.В. Продуктивность ландшафтов Якутии/ /Проблемы экологии Якутии. Вып. 1. Биогеографические исследования. -Якутск, 1996.-С. 127-132.

342. Семенова Т.Н., Десяткин Р.В., Десяткин А.Р. Водный режим мерзлотных аласных почв Якутии/ / Тез. Докл. Ш съезда ДОП(11-15 июля 2000 г., Суздаль), М., 2000, Кн. 1. С. 205-206.

343. Серошевский В. Л. Якуты. Т. 1. СПб., 1896. 719 с.

344. Сибирцев Н. М. Об основах генетической классификации почв.— Избр. соч. Т. 2, М„ 1953Ь 283 с.

345. Сивцева А.И. Природные условия Амгинской части Заречного района ЯАССР // Ученые записки ЯГУ.—1965.—Якутск: Кн. изд-во.— Вып. 16.—С.47—55.

346. Сивцева А.И., Мостахов С.Е., Дмитриева З.М. География Якутской АССР. Якутск: Кн. изд-во, 1984. - 168 с.

347. Содовые озера Забайкалья: Экология и продуктивность/ /Локоть Л.И., Стрижова Т.А. и др. Новосибриск: Наука, 1991. - 216 с.

348. Соколов И.А. Некоторые теоретические итоги и проблемы изучения почв Восточной Сибири и Дальнего Востока / / Почвоведение, 1991, № 5, с. 131-145.

349. Соколов И.А. Пространственно-временная организация педосферы и ее эволюционно-экологическая обусловленность / / Почвоведение, 1993, № 7, с. 12-22.

350. Соколов И. А., Турсина Т. В., Белоусова Н. Я. Современное подзолообразование на равнинах Центральной Якутии.—Почвоведение, 1969, № 12, с. .22—27.

351. Соловьев П.А. Криолитозона северной части Лено-Амгинского междуречья.—М.: Изд-во АН СССР, 1959.— 144 с.

352. Соловьев П. А. Аласный рельеф Центральной Якутии и его происхождение.— В кн.: Многолетнемерзлые породы и сопутствующие им явления на территории Якутской АССР. М., 1962, с. 38—53.

353. Соловьев П. А. Аласные долины Якутии.— В кн.: Условия и особенности развития мерзлых толщ в Сибири и на Северо-Востоке. М., 1963, с. 80—90.

354. Соловьев П.А. Аласный .термокарстовый рельеф Центральной Якутии.— Якутск: Кн. изд-во, 1973.—47 с. (Путеводитель 2-й Междунар. конф. по мерзлотоведению).

355. Справочник по климату Российской федерации. Якутск, 1992. Вып. 24.-Ч. 1.

356. Справочник по климату СССР.—Л.: Гидрометеоиздат, 1966.—Вып. 24, ч. 2.— 398 с.

357. Справочник по климату СССР.—Л.: Гидрометеоиздат, 1968.—Вып. 24, ч. 4.— 350 с.

358. Степанов В.Е., Десяткин Р.В., Яковлева В.Д. О распределении цезия-137 в почвенно-растительном покрове таежно-аласного ландшафта Лено-Амгинского междуречья на примере местности «Ынах аласа»/ /Тез. Докл.

359. Всероссийской конф. «Космо- и геофизические явления и их математические модели», Якутск, 2002. С. 31.

360. Строение и абсолютная геохронология аласных отложений Центральной Якутии/ Е. М. Катасонов, М. С. Иванов, X. Зигерт и др. Новосибирск: Наука, 1979. 95 с.

361. Судакова Н. Г. Лёссовидные суглинки реки Алдан.— В кн.: Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек, М., 1969, вып. 1, с. 41—62.

362. Сумгин М. И. Вечная мерзлота в пределах СССР. 2-е изд. М., 1937.379 с.

363. Суходровский В. Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М., 1979. 280 с.

364. Таргульяи В. О. Почвообразование и выветривание в холодных гумидных областях. М., 1971. 267 с.

365. Таргульяи В. О. Педосфера как поверхностно-планетарная оболочка / / Почвоведение, 1992, № 2, с. 27-40.

366. Тетерина Л. В. Почвы колхоза им. Молотова и их использование.— Тр. Ин-та биологии ЯФ СО АН СССР. М., 1955, вып. 1, с. 28—44.

367. Тетерина Л. В. Почвы северной тайги Якутии. Автореф. дис. канд. биол. наук. Л., 1965. 16 с.

368. Тетерина Л. В., Черняк Е. И. Почвы бассейна р. Якокит.— Тр. ин-та биологии ЯФ СО АН СССР. М., 1958, вып. 5, с. 5—44.

369. Томирдиаро C.B. Вечная мерзлота горных стран и низменностей. Магадан: кн. Изд-во, 1972. 172 с.

370. Томирдиаро C.B. Природные процессы и освоение территории зоны вечной мерзлоты. М.: Недра, 1978. 145 с.

371. Томирдиаро C.B. О криогенно-эоловой новой геологической формации на Северо-Востоке СССР/ /Геология и полезные ископаемые Северо-Востока Азии. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1984. С. 43-56.

372. Томирдиаро C.B., Черненький Б.И. Криогенно-эоловые отложения Восточной Арктики и Субарктики. М.: Наука, 1987. 198 с.

373. Томпсон J1., Троу Ф. Почвы и их плодородие. (Пер. с англ. Э.И.Шкондэ.- M., 1982, 462 с.

374. Тутковский П. Полесские «окна»/ /Землеведение, 1990, т. VI.

375. Тюлин В. В. Подзолистые почвы на покровных суглинках восточной окраины Русской равнины. Автореф. дис. докт. с.-х. наук. М., 1973. 68 с.

376. Уломский С.Н. Роль ракообразных в общей биомассе планктона озер (к вопросу о методике определения видовой биомассы зоопланктона). В.; Проблемы гидробиологии внутренних вод. М., 1951. С. 121-130.

377. Уошборн A.JI. Мир холода. Геокриологические исследования: Пер. с англ./ Предисл. И ред. Б.И. Втюрина. М.: Прогресс, 1988. - 384 е.: ил.

378. Усанова В. М. К вопросу классификации аласов Центрально-Якутской равнины.— В кн.: Материалы растительности Якутии. JL, 1961, с. 7—20.

379. Фельдман Г.М. Прогноз температурного режима грунтов и развитие криогенных процессов. Новосибирск: Наука, 1977. - 190 с.

380. Фельдман Г.М. Термокарст и вечная мерзлота. Новосибирск: Наука, 1984.-261 с.

381. Филиппов В.Е., Никифорова З.С. Формирование россыпей золота при воздействии эоловых процессов. Новосибирск: Наука, 1998. - 160 с.

382. Фридланд В. М. О структуре (строении) почвенного покрова.— Почвоведение, 1965, №4, с. 15—28.

383. Фридланд В. М. Элементарные почвенные ареалы.—В кн.: Закономерности пространственного варьирования свойств почв. М., 1970, с. 5—14.

384. Фридланд В. М. Структура почвенного покрова. М., 1972. 394 с.

385. Фридланд В. М. Итоги и задачи изучения структуры почвенного покрова.—В кн.: Структура почвенного покрова и использование почвенных ресурсов. М., 1978, с. 5—15.

386. Хотинский H.A. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977. 200 с.

387. Хохлова О.С., Седов С.Н., Хохлов A.A. Карбонатное состояние современных и палеопочв Сунженской котловины / / Почвоведение, 2000, №4, с. 416-426.

388. Худяков О.И. Криогенез и почвообразование. Пущино, 1984. - 195с.

389. Цыпленкин, Е. И., Шедеров С. Г., Потапов Н. Г. (при участии Пановой" А. В., Лепновой М. И.). Агротехника зерновых культур в правобережных районах Якутской АССР. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1941. 93 с.

390. Цыпленкин Е. И. Агротехника зерновых культур в Якутской АССР. Якутск, 1946. 47 с.

391. Чалов P.C. Географические исследования русловых процессов.—М.: Изд-во МГУ, 1979.—232 с.

392. Чернов A.B. Геоморфология пойм равнинных рек. — М.: Изд-во МГУ, 1983.—193 с.

393. Черняк Е. И. Почвы Эльгяйского совхоза Сунтарского района и их использование.— В кн.: Развитие производительных сил Западной Якутиив связи с созданием алмазодобывающей промышленности. Якутск, 1958, т. 3, с. 69—86.

394. Черняк Е. И. Почвы среднего течения реки Алдана.—В кн.: Исследования почвенных, растительных и фаунистических ресурсов Якутии. Якутск, 1964, с. 53-уб2.

395. Чистяков Г.Е. Водные ресурсы рек Якутии. — М.: Изд-во АН СССР, 1964,— 161 с.

396. Чуков С.Н. Структурно-функциональные параметры органического вещества почв в условиях антропогенного воздействия. — СПб: изд-во С.-Петербургского универстиета, 2001. — 216 с.

397. Чумаков Н. М. Закономерности глобальных климатических изменений по геологическим данным/ / Стратиграфия, геологическая корреляция, 2004, том 12, № 2, с. 7-32.

398. Шанцер Е.В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для познания закономерностей строения и формирования аллювиальных свит//Труды Геол. ин-та АН-СССР. Сер. геол.—1951.— Вып. 135. —275 с.

399. Шашко Д. И. Климатические условия земледелия Центральной Якутии. М., 1961.-264 с.

400. Шашко Д. И. Агроклиматические ресурсы СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 247 с.

401. Швецов П.Ф. Геокриологические условия Верхояно-Колымской горно-низменной страны. / В кн.: Многолетнемерзлые породы и сопутствующие им явления на территории ЯАССР. М.: Изд-во АН СССР, 1962.

402. Шелудякова В. А., Караваев M. Н., Петров А. М. Луга и пастбища Центральной Якутии.— В кн.: Матер, о природн. усл. и сельск. хоз-ве Центр. Якутии. М., 1954, вып. 4 , с. 234—274.

403. Шило H.A., Томирдиаро C.B. Озерный Термокарст и перигляциальный континентальный литогенез на равнинах Северо-Востока СССР. Колыма, 1970, № 7, с. 35-39.

404. Шнитников A.B. Изменчивость общей увлажненности материков Северного полушария // Записки ВГО. Новая серия.— 1957.—Т. 16.— 347 с.

405. Шостакович В. Б. Вечная мерзлота.— Природа, 1916, май—июнь, с. 558—579.

406. Шостакович В. Б. Материалы по климату Якутской республики и сопредельных с ней частей Северной Азии.— Тр. Комис. по изуч ЯАССР Л 1927 т. 4. 156-с.

407. Шраг В.И. Пойменные почвы и их сельскохозяйственное использование. М.:Изд-во АН СССР, 1954— 112с.

408. Шумский П.А. Основы структурного ледоведения. М.: Изд-во АН СССР, 1955.-492 с.

409. Шумский П.А. Подземные льды. В кн.: Основы геокриологии (мерзлотоведения). Часть первая. Общая геокриология. М.: Изд-во АН СССР, 1959. с. 274-327.

410. Шумский П.А., Втюрин Б.И. Подземные льды/ /Доклады на международной конференции по мерзлотоведению. М., Изд-во АН СССР, 1963, с. 41-53.

411. Шур Ю.Л. Термокарст. М.: Недра, 1977. 33 с.

412. Шур Ю.Л. Верхний горизонт толщи мерзлых пород и Термокарст. Новосибирск: Наука, 1988.-213 с.

413. Шур Ю. Л., Васильев А, А. Вейсман Л. И. и др. Методы изучения скорости термоабразии//Береговые процессы в криолитозоне. Новосибирск: Наука. 1984. С. 5—12.

414. Щербаков И. П. Введение в типологию среднетаежных лесов Якутии.— В кн: Исследования растительности и почв в лесах Северо-Востока СССР Якутск, 1971, с. 3—33.

415. Щербаков И. П. Лесной покров Северо-Востока СССР Новосибирск 1975.344 с.

416. Эндрюс Джон. Современный ледниковый период: кайнозойский/ /В кн.: Зимы нашей планеты, М.: Мир, 1982. С. 220-281.

417. Anter F., Hilal M.N., Ei.-Damaty А.Н. A chemical and biological approach towords the defenition of calcareous soils. 11. Plant growth, P32 and Fe uptake as affected by percentage of calcium carbonate fraction. «Plant and soil», *1973, 3, pp. 479-486.

418. Averenskii A.I., Desyatkin R.V. Mesofauna of soils of alas-taiga ecosystems of the Lena-Amga interfluve/ /Eurasian Soil Science. Vol. 28. 1996, N 10. Pp. 208-216.

419. Black R.F., 1954, Permafrost A review: Geol. Sol. America Bull. 65. 839-855 p.

420. Black R.F., 1963, Les coins de glase et le permanent dans le Nord le I'Alaska: Annales Geog. 72 (391). 257-271 p.

421. Black R.F., 1969, Thaw depressions and thaw lakes: A review: Biuletyn Peryglacjalny, 19. 131-150 p.

422. Black R.F., Barksdalle W.L., 1949, Oriented Lakes of Northern Alaska: Jornal of Geoilogy, vol. 57, N 2. 105-118 p.

423. Brown J., 1965, Radiocarbon dating Barrow, Alaska.—Arctic, vol 18, №1. p. 38—48.

424. Brown J., 1973, Ground ice as an initiator of landforms in permafrost regions. In Research in Polar and Alpine Geomorphology. Proceedings of the Third Guelph Symposium on Geomorphology, Geo Abstracts Ltd., Norwich, England, p. 25-42.

425. Carcon S. E., 1968, Radiocarbon dating of lacustrine strands in Arctic Alaska. Arctic, vol. 21, № 1, p. 12—26.

426. Carcon S. E., Hussey, K.M., 1962, The oriented lakes of Arctic Alaska: J. Geol. 70. 417-439 p.

427. Desyatkin R.V. Soil formation alases // Eurasian Soil Science. Vol. 23. 1991, N4, pp. 9-19.

428. Desyatkin R.V. Syngenetic soil salinization during alas development//Eurasian Soil Science. Vol.25. 1993, N 4. Pp 38-46.

429. Desyatkin R.V.,Maximov T.Chr.,Ivanov B.I.,Takahashi K. Carbon storage of plant ecosystems in Yakutia // Proceeding of the Second Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1993. -Tsukuba, 1994.-Pp. 187-195.

430. Desyatkin R.V., Maximov T.C., Ivanov B.I., Takahashi K. Carbon storage of plant ekosystems in Yakutia/ /Interim Report of Joint Research Project "Carbon Storage and Carbon Dioxide Budget in Forest Ecosystems" Sapporo, 1994. - Pp. 79-87.

431. Desyatkin R.V., Maxsimov A.P., Maxsimov T.Chr., Ivanov B.I. and Takahachi K. Water exchange in permafrost ecosystems in Yakutia/ / Proceedings of the Symposium on Joint Permafrost Study between Japan and Russia in 1992-1994. Yakutsk, 1995. - Pp. 31-35.

432. Desyatkin R.V., Ivanov B.I., Ivanova A.D., Matsuura Y. Change of carbon content at the agricultural development of frosen soils/ /Proceedings of the Symposium on Joint Permafrost Stydy between Japan and Russia in 19921994. Yakutsk, 1995. - Pp. 36-39.

433. Desyatkin R.V., Ivanov B.I., Solomonov N.G. Transformation of northern ecosystems agricultural development/ / 2nd Circumpolar Agricultural Conference, Tromso, Norway, 1995. L. 1.18.

434. Desyatkin R.V., Karpov N.S., Zakharova V.I., Desyatkin A.R. and Hinzmann L.D.(1998): Soil and vegetative covers on tundra polygon of the

435. GAME project in the vicinity of Tiksi. Research Report of IHAS, 1998, No.4, 110

436. Desyatkin R.V., Desyatkin A.R. Dynamics of alas in central Yakutia as an index of climate fluctuation/ /Proceedings of GAME-Siberia Workshop/ Tokyo, Japan/ March 14-15, 2001. 37-60 pp.

437. Desyatkin R.V. Features of alas depression wateriness in central Yakutia/ /Proceedings the Fifth International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME. (Volume 3) Nagoya, Japan, 3-5 October, 2001. - 724-729 pp.

438. Desyatkin R.V., Petrova E.P., Nikolaeva M.Ch. Accumulation of chemical elements the aerial phytomass meadows of alas/ / Proceedings of1.ternational Conference "The role of permafrost ecosystems in global climate change", Yakusk, 2001. 167-169 pp.

439. Desyatkin R.V., Desyatkin A.R., Semenova T.N. About wateriness dynamics of alas depressions in Central Yakutia/ / Proceedings of International Conference "The role of permafrost ecosystems in global climate change", Yakusk, 2001.-170-177 pp.

440. Desyatkin R.V. Anthropogenic degradation of boreal forests in Cryolithozone area/ / International Symposium on Boreal Forest Disturbance and Effects to Global Warming. Nov. 17-19, 2003. Hokkaido Univ., Sapporo, Japan. 25 p.

441. French H.M., Dutkewicz, L.,1976, Pingos and pingo-like forms, Banks Island, Western Canadian Arctic: Biuletyn Peryglacjalny, 26. 211-222 p.

442. Hilgard E. W. Soils, their formation properties, composition and relations to climate and plant growth in humid and regions. London, 1910. Macmillan.593 p.

443. Hopkins, D.M., 1949, Thaw lakes and thaw sinks in the Ituruk Lake area, Seward Peninsula, Alaska: J. Geol. 57, 119-131 p.

444. Mackay J. R., 1970, Disturbances to the tundra and forest environment of the western Arctic: Canadian Geotech. J. 7, 420-432 p.

445. Mackay J. R., 1972, Tne world of underground ice: Assoc. Am. Geographers Annals 62, 1-22 p.

446. Mackay J. R., 1974, Ice-wedge cracks, Garry Island, Northwest Territories: Canadian J. Earth. Sci/ II, 1336-1383 p.

447. Mackay J.R., 1978, Contemporary pingos: A discussion: Biuletyn Peryglacjalny, 27. 133-154 p.

448. Matsuura Y., Ohta S., Sanada M., Desyatkin R.V. Carbon and nitrogen storage in soil developed on two different toposeguences of the Lena River terrain // Proceeding of Second Simposium.,- Tsukuba, 1994. Pp. 177-182.

449. Matsuura Y., Ohta S., Desyatkin R.V., Yefremov D. Carbon and nitrogen storage in soils of forest-tundra, forest and alas in Sakha/ /Proceedingsof the Symposium on Joint Permafrost Stydy between Japan and Russia in 1992-1994. Yakutsk, 1995. - Pp. 40-45.

450. Morishita T., Hatano R., Desyatkin R.V. CH4 Flux in Alas ecosystem Formed by Forest Disturbance near Yakutsk, Eastern Siberia, Russia/ /Soil Sci. Plant Nutr., 49 (3), 369-377 pp., 2003.

451. Ottow 1. C. G. Mikrobiclle Eisenoxidreduktion und Gleybildung— Landwirtsch. Forsch;, 1973, Bd. 28, № 1.

452. Pewe T. L. Quaternary stretigraphic Nomenclatuge in unglaciated Central Alaska. Washington, 1975. 32 p.

453. Pewe Troy J., Journaux Andre. Origin and Character of leosslike silt in Unglaciated South—Central Yakutiya, Siberia, USSR//Geol. Sur. Prefess Pap., 1983,—№.1262.— 46 p.

454. Sawamoto T., Hatano R., Shibuya M., Takahashi K., Isaev A.P., Desyatkin R.V., Maximov T.Chr. Changes in Net Ecosystems Production

455. Associated with Forest Fire in Taiga Ecosystems, near Yakutsk, Russia/ /Soil Sci. Plant Nutr., 49 (4), 493-501 pp., 2003.

456. Sellmann P. V., Brown . Stratigraphy and diagenesis of perehhcallv frosen sediments in the Barrow, Alaska Region.—In Permafrost. Second. Intem. Copf. Nat. Acad. Sci., Washington, 1973, p. 171—181.

457. Sellmann P.V., et.al., 1975, The classification and geomorphic of thwa lakes on the Arctic Alaskan Coastal Plant: US Army Corps of Engineers, Cold Regions Research and Engineering Laboratory Research Rept. 344. (21 pp.).